Index of /rozprawy2/11012

Pełen tekst

(1)AKADEMIA GÓRNICZO-HUTNICZA IM. STANISŁAWA STASZICA WYDZIAŁ GEOLOGII, GEOFIZYKI I OCHRONY ŚRODOWISKA KATEDRA ANALIZ ŚRODOWISKOWYCH, KARTOGRAFII I GEOLOGII GOSPODARCZEJ. ROZPRAWA DOKTORSKA. ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI I CHARAKTERYSTYKA IZOTOPÓW TRWAŁYCH WĘGLA I TLENU W UTWORACH SIARKONOŚNYCH REJONU ZŁOŻA SIARKI RODZIMEJ OSIEKBARANÓW SANDOMIERSKI, ZAPADLISKO PRZEDKARPACKIE. PIOTR OLCHOWY. PROMOTOR ROZPRAWY: DR HAB. ANDRZEJ GĄSIEWICZ. KRAKÓW 2015.

(2) Spis treści 1. Wstęp ........................................................................................................................... 3 2. Zarys geologii brzeżnej północnej części zapadliska przedkarpackiego ...................... 9 2.1. Podłoże miocenu .................................................................................................... 9 2.2. Stratygrafia miocenu ............................................................................................ 10 2.2.1. Uwarunkowania regionalne i klimatyczne oraz wiek serii chemicznej ........ 15 3. Obszar badań ze szczególnym uwzględnieniem złoża siarki rodzimej Osiek-Baranów Sandomierski.................................................................................... 18 4. Metodyka prac ............................................................................................................ 22 5. Składniki ..................................................................................................................... 58 5.1. Składniki ziarnowe ............................................................................................... 58 5.2. Fazy mineralne ..................................................................................................... 61 5.3. Materia organiczna ............................................................................................... 68 5.4. Struktury i tekstury sedymentacyjne .................................................................... 69 5.4.1. Struktury ........................................................................................................ 69 5.4.2. Tekstury ......................................................................................................... 82 6. Facje ............................................................................................................................ 92 6.1. Dotychczasowe klasyfikacje utworów siarkonośnych ......................................... 92 6.2. Asocjacje facjalne i facje utworów siarkonośnych .............................................. 94 6.2.1. Asocjacja wapienna ....................................................................................... 96 6.2.2. Asocjacja klastyczna ................................................................................... 159 6.2.3. Gipsy............................................................................................................ 173 6.3. Kontakt gipsów z utworami wapiennymi .......................................................... 175 7. Rozkład facjalny ....................................................................................................... 181 7.1. Osiarkowanie, strefy litologiczne i miąższość serii chemicznej ........................ 181 7.2. Rozkład przestrzenny facji wapiennych............................................................. 190 7.3. Rozkład facji klastycznych i gipsów .................................................................. 195 7.3.1. Asocjacja klastyczna ................................................................................... 195 7.3.2. Siarczany ..................................................................................................... 197 7.4. Uwagi o możliwości korelacji facji.................................................................... 198 8. Charakterystyka izotopowa serii chemicznej ........................................................... 199 8.1. Cechy izotopowe stref litologicznych i złożowych ........................................... 200 8.2. Facje utworów siarkonośnych ............................................................................ 207 1.

(3) 8.3. Siarczany ......................................................................................................... 218 8.4. Rozkład przestrzenny cech izotopowych węgla i tlenu obszaru badań .............. 219 8.4.1. Podłoże i nadkład serii chemicznej .............................................................. 219 8.4.2. Seria chemiczna ........................................................................................... 219 9. Interpretacja środowisk sedymentacji ....................................................................... 228 9.1. Cechy basenu ewaporatowego brzeżnej strefy zapadliska przedkarpackiego.... 229 9.2. Środowiska sedymentacji ................................................................................... 231 10. Rozkład facjalny i izotopowy – implikacje środowiskowe ..................................... 269 10.1. Paleotopografia ................................................................................................. 274 10.1.1. Środowisko sedymentacji asocjacji wapiennej i klastycznej ..................... 275 10.1.2. Środowisko sedymentacji asocjacji gipsowej ............................................ 278 10.2. Implikacje paleogeograficzne ........................................................................... 279 10.2.1. Sukcesja okołoewaporatowa ...................................................................... 279 10.2.2. Strefy paleogeograficzne ........................................................................... 283 11. Porównania facji siarkonośnych z facjami gipsów ................................................. 294 12. Model facjalno-diagenetyczny ................................................................................ 298 13. Wnioski ................................................................................................................... 319 14. Zakończenie ............................................................................................................ 322 Spis literatury: ............................................................................................................... 324. 2.

(4) 1. Wstęp Siarka rodzima występuje w Polsce w morskich osadach miocenu (badenu) zapadliska przedkarpackiego. Jest ona charakterystycznym składnikiem lokalnie zróżnicowanych litologicznie osadów badeńskiej serii chemicznej. Największe koncentracje siarki są skupione w wapieniach siarkonośnych. Występuje ona miejscami w ilościach śladowych, w formie mniej lub bardziej rozproszonej również w gipsach i anhydrytach oraz w spągu utworów klastycznych nadkładu i stropu podłoża serii chemicznej. Występowanie większych koncentracji siarki rodzimej w mioceńskich utworach pod płytkim przykryciem osadów powierzchniowych brzeżnej części zapadliska przedkarpackiego było znane od średniowiecza (Osmólski, 1969). Intensywne prace poszukiwawcze prowadzone przez Państwowy Instytut Geologiczny pozwoliły udokumentować po drugiej wojnie światowej liczne złoża siarki rodzimej o jednych z największych w skali światowej zasobach tego surowca (Pawłowski i in., 1979, 1985, 1987; Kubica, 1994a). Złoża te występują w marginalnej części zapadliska przedkarpackiego, zwykle pod względnie niewielkim przykryciem marglisto-ilastego nadkładu górnobadeńsko-sarmackiego i cienką pokrywą osadów czwartorzędowych (np. Pawłowski i in., 1979, 1985, 1987). Nie stanowią one jednolitego i ciągłego pokładu, ale występują lokalnie i mają bardzo zmienną miąższość oraz zasoby siarki rodzimej o zróżnicowanej wielkości. Pomijając okres historyczny prac badawczych związanych z wystąpieniami siarki w zapadlisku przedkarpackim (por. Osmólski, 1969, 1971; Gąsiewicz 2000b), utwory siarkonośne były przedmiotem licznych badań przez specjalistów z różnych ośrodków naukowych w Polsce od początku odkryć dużych złóż siarki rodzimej w II połowie ubiegłego wieku. Badania te prowadzono w kopalniach odkrywkowych siarki (Piaseczno, Machów) oraz obejmowały one również obfity materiał wiertniczy z różnych rejonów siarkonośnych północnej części zapadliska przedkarpackiego. Nowe pole badawcze i waga problematyki sprawiały, że - poza badaniami inżynierskohydrogeologicznymi, geofizycznymi i rozmaitymi technicznymi o charakterze utylitarnym - badania geologiczne były skupione na obserwacjach makroskopowych, którym towarzyszyły często szczegółowe prace analityczne, głównie o naturze fenomenologicznej, obejmujące liczne badania złożowe, geofizyczne, tektoniczne, 3.

(5) mineralogiczne, petrograficzne, chemiczne i izotopowe. W dalszej perspektywie zmierzały one m.in. do określenia genezy tych złóż. Prace o charakterze geologicznobadawczym prowadzono jednak wyrywkowo, bez powiązania ich z rozpoznaniem cech strukturalnych i historii zrębu litofacjalnego wapieni siarkonośnych. Szerzej zakrojone badania, skupione na wybranych aspektach geologii złóż siarki są generalnie niezbyt liczne. Do bardziej wyodrębnionych zagadnień należą osobne studium petrologiczne skoncentrowane. na. dość. wysublimowanym. problemie. relacji. gipsy-wapienie. siarkonośne, które przeprowadził Pawlikowski (1982) w rejonie pola złożowego Wydrza (złoże Jeziórko-Grębów), mineralogiczno-geochemiczne badania przejawów mineralizacji strontowej w wapieniach siarkonośnych oraz towarzyszących im gipsach w rejonie złoża Machów, które wykonał Parafiniuk (1987) oraz podsumowanie wieloletnich badań izotopów trwałych (tlenu, węgla i siarki) w wapieniach siarkonośnych i otaczających je gipsach (Parafiniuk i in., 1994), a także analiza tektoniczna północnej, marginalnej części zapadliska przedkarpackiego wykonana przez Krysiak (2000). Wniosły one wiele informacji dotyczących cech petrologicznych i geochemicznych utworów siarkonośnych, przybliżając jednocześnie niektóre ich aspekty sedymentacyjno-diagenetyczne interpretowane w kontekście ich epigenezy. Także szersze prace monograficzne zmierzające do syntezy dotychczasowych badań geologicznych w rejonach polskich złóż siarki np. Pawłowskiego (1970), Osmólskiego (1972), Pawłowskiego i in. (1985), Kubicy (1992) i Niecia (1992), przedstawiają budowę geologiczną północnej części zapadliska przedkarpackiego, w tym m.in. wykształcenie litofacjalne gipsów i jedynie ogólnie, bez wnikania w cechy strukturalne osadów, główne cechy litologiczne utworów siarkonośnych. Zarówno badania szczegółowe jak i próby syntezy zebranych obserwacji prowadzono w kontekście przyjętego a priori epigenetycznego modelu genezy złóż siarki. Charakterystycznym brakiem tych prac jest pominięcie cech sedymentologicznych zrębu wapiennego, kluczowych dla genezy tych utworów. W tym kontekście szczególnie ważna jest monografia Gąsiewicza (2000a), obejmująca wszechstronną analizę charakterystycznej odmiany wapieni siarkonośnych zawierających struktury po pierwotnych kryształach gipsów selenitowych (tzw. wapieni poselenitowych) z różnych złóż siarki rodzimej. Utwory te, o których jest mowa poniżej, stanowią jednak niewielką część serii siarkonośnej. Brak wszechstronniejszych i zintegrowanych prac badawczych o charakterze podstawowym, ukierunkowanych na rozpoznanie charakteru głównej części utworów 4.

(6) siarkonośnych tego regionu powoduje, że geneza polskich złóż siarki rodzimej zapadliska przedkarpackiego jest wciąż kontrowersyjna. Istnieją dwie grupy hipotez dotyczących. genezy. utworów. siarkonośnych. polskiej. części. zapadliska. przedkarpackiego. Pierwsza z nich zakłada epigenetyczną genezę siarki rodzimej, która jest produktem przeobrażenia metasomatycznego skał siarczanowych w wapienie i siarkę rodzimą. Zgodnie z tą hipotezą wapienie siarkonośne są produktem poformacyjnych,. tj.. późniejszych,. postsedymentacyjnych. (pobadeńskich,. późnomioceńskich, bądź z przełomu miocenu i pliocenu, a nawet zachodzących współcześnie) procesów przemian różnych litofacji gipsowych zachodzących w warunkach pogrzebania, z udziałem bakterii i dopływu wędrujących od strony Karpat węglowodorów (np. Pawłowska, 1962, 1965; Pawłowski i in., 1965, 1979, 1985, 1987; Pawłowski, 1970; Osmólski, 1972, 1973; Pawlikowski, 1982; Nieć, 1982, 1986a, 1992; Kubica, 1992, 1994b, 1997). Wyniki prowadzonych jednocześnie badań izotopowych utworów siarkonośnych (zob. przegląd w: Parafiniuk i in., 1994 z literaturą) sugerują udział zespołów bakteryjnych w ich formowaniu, co pozwala zaklasyfikować polskie złoża siarki rodzimej jako bioepigenetyczne (Nieć, 1982, 1986b, 1992), zgodnie z podziałem zaproponowanym przez Ruckmicka i in. (1979). Taka geneza utworów siarkonośnych. została. Państwowego. Instytutu. zaproponowana. przez. Geologicznego,. Zespół. kierującego. Prof. pracami. Pawłowskiego. z. poszukiwawczo-. dokumentacyjnymi w zapadlisku przedkarpackim, po kolejnych odkryciach złóż siarki rodzimej. Hipoteza ta była obowiązującą tezą badawczą w II połowie ubiegłego wieku. Jest ona oparta na ogólnych, makroskopowych obserwacjach skał osiarkowanych i płonnych (niesiarczanowych), występujących jako izolowane kompleksy skalne w obrębie. rozległych. obszarów. gipsowych.. Na. dowód. ich. metasomatycznego. pochodzenia przedstawiano, w miarę możliwości, „porównywalne” cechy teksturalne występujące w litofacjach gipsowych (zob. np. Pawłowska, 1962; Pawłowski, 1965, 1970; Pawłowski i in., 1965, 1979, 1985; Nieć, 1982; Kubica, 1983, 1992). To „dziedziczenie” (pierwotnych) cech gipsów przez kompleksy głównie wapienne nie zostało jednak poparte szczegółową analizą sedymentologiczną nie siarczanowego zrębu skalnego, jego cech facjalnych, teksturalnych i strukturalnych oraz rozkładu przestrzennego. Charakterystyczną cechą makroskopową zmineralizowanych i płonnych utworów siarkonośnych jest powszechny brak analogicznych cech sedymentacyjnych w utworach gipsowych widocznych w odsłonięciach i materiałach rdzeniowych. Wyjątek 5.

(7) stanowią podrzędne ilościowo struktury po pierwotnych selenitach, występujące w tej serii skalnej. Ogólny brak zachowania cech teksturalnych gipsów w wapieniach siarkonośnych jest tłumaczony enigmatycznymi procesami wtórnymi transformującymi wapienie, które doprowadziły do zatarcia struktur po gipsach (Nieć, 1986a). Jest to zaskakujące o tyle, że hipoteza epigenezy przyjmuje przemianę gipsów (metasomatozę) na drodze procesu zastępowania molekularnego gipsów przez kalcyt i siarkę w systemie zamkniętym, co powinno prowadzić do niemal pełnego dziedziczenia cech teksturalnych gipsów. Tym samym, relikty dobrze rozpoznanych od dawna, łatwych do identyfikacji i niezmiennie się powtarzających na obszarze niemal całego zapadliska przedkarpackiego cech litofacji gipsowych (np. Kwiatkowski, 1972; Pawlikowski, 1982; Pawłowski i in., 1985; Kubica, 1992; Kasprzyk, 1993; Bąbel, 2007) powinny być powszechnie spotykane w wapieniach siarkonośnych. Tak jednak nie jest, nawet pomimo tego, że ewidentnym dowodem strukturalnego dziedzictwa po gipsach wydają się być struktury po kryształach gipsu selenitowego, tj. pseudomorfozy kalcytu, kalcytu i siarki lub tylko siarki po kryształach gipsu. Są one spotykane jedynie miejscami w serii siarkonośnej. Szczegółowe porównania wykazały, że podobieństwo utworów siarkonośnych zawierających ewidentne struktury po kryształach gipsu selenitowego do facji gipsów selenitowych jest pozorne (por. Gąsiewicz, 1994a, b, 2000a). Warte podkreślenia natomiast jest to, że pomimo wybitnie lokalnego występowania tych struktur, znaczenie interpretacyjne świadectwa pierwotnej obecności kryształów gipsów w wapiennym zrębie skalnym zostało rozciągnięte na całą serię siarkonośną. Tym samym, struktury te stały się koronnym argumentem na rzecz epigenezy zróżnicowanych litologicznie utworów siarkonośnych zapadliska przedkarpackiego, dla których przyjęto ogólne określenie wapieni pogipsowych. Warto w tym miejscu podkreślić, że nieadekwatność makroskopowych cech utworów siarkonośnych i gipsowych została dostrzeżona dość wcześnie, już podczas funkcjonowania pierwszej kopalni odkrywkowej siarki rodzimej w Piasecznie. W efekcie prowadzonych tam prac badawczych Krajewski (1962) przedstawił tezę epigenetyczno-syngenetycznego pochodzenia utworów siarkonośnych. Zgodnie z tą tezą, część utworów siarkonośnych (głównie wapiennych) powstała na skutek przemian epigenetycznych, a część (bardziej marglistych) ma pochodzenie osadowe. Teza ta nie została jednak poparta szczegółowymi badaniami utworów siarkonośnych. Również Kwiatkowski (1962), prowadzący badania nad wapieniami siarkonośnymi w rejonie złoża siarki „Grzybów” zauważył, że miąższości serii gipsowej, na którą składają się 6.

(8) gipsy i wapienie siarkonośne, są mniejsze tam gdzie przeważają wapienie, a większe tam gdzie przeważają gipsy. Porównując stosunki tych miąższości, przy uwzględnieniu ciężarów objętościowych gipsów i wapieni siarkonośnych, autor ten zauważył, że przy metasomatycznej przemianie gipsów w wapienie siarkonośne i jednoczesnym spadku objętości wapieni siarkonośnych, spadek ten powinien być prawie sześciokrotnie wyższy, a tak nie jest. Druga hipoteza, nowa w odniesieniu do genezy wapieni siarkonośnych polskiej części zapadliska przedkarpackiego, zakłada synsedymentacyjne utworzenie serii siarkonośnej (Gąsiewicz, 2000a, b). Hipoteza ta jest oparta o szczegółowe i różnorodne badania wapieni zawierających struktury po kryształach gipsów selenitowych (niezbyt fortunnie określonych jako wapienie poselenitowe), czyli utworów kluczowych dla hipotezy epigenezy wapieni siarkonośnych. Autor ten przeprowadził analizę geometrii i przestrzennego. występowania. tych. wapieni,. ich. badania. sedymentologiczno-. diagenetyczne, mineralogiczno-petrograficzne i geochemiczne (chemiczne i izotopowe). Badania te wykazały brak analogii pomiędzy gipsami selenitowymi a wapieniami poselenitowymi pod względem cech przestrzennych, strukturalnych, teksturalnych i geochemicznych (Gąsiewicz, 1994a, b, 2000a, b, 2010). Także bilans głównych mas mineralnych (węglanu wapnia i siarki rodzimej) wykazuje znaczące odchylenia od oczekiwanych stosunków stechiometrycznych, wynikających z reakcji zastępowania metasomatycznego (Gąsiewicz, 2000a, b). W związku z tym autor ten przedstawił hipotezę synsedymentacyjnego z gipsami pochodzenia wapieni siarkonośnych i syngenezy siarki rodzimej, która w tym ujęciu jest produktem przemian biochemicznych. zachodzących. w. specyficznym. środowisku. sedymentacyjno-. diagenetycznym (Gąsiewicz, 2000a, b). Hipoteza ta lepiej tłumaczy zarówno wyraźne zróżnicowanie litologiczne i teksturalne serii siarkonośnej (płonnej i zmineralizowanej), jej cechy litologiczne, strukturalne i geochemiczne, rozkład i cechy mineralizacji siarkowej oraz występowanie złóż siarki rodzimej. Z punktu rozpatrywania genezy całego kompleksu utworów siarkonośnych istotny jest fakt, że hipoteza ta opiera się na utworach stanowiących zaledwie niewielką, kilkunastoprocentową część serii zmineralizowanej, pozostawiając nierozpoznaną, ogromną część zrębu siarkonośnego. Nasuwa to jednocześnie pytanie o genezę pozostałej, zasadniczej części tych utworów. Dotychczas niekompletne i powierzchowne obserwacje geologiczne głównej części wapieni siarkonośnych, jako skał zawierających siarkę o koncentracjach 7.

(9) przemysłowych, rodzą wiele wątpliwości dotyczących hipotezy metasomatycznego przeobrażenia gipsów w wapienie i siarkę rodzimą (por. krytykę modelu epigenezy polskich złóż siarki przedstawioną przez Gąsiewicza - 2000b). Podstawowa część utworów siarkonośnych obejmująca zrąb skalny wraz z zakumulowaną w nim siarką rodzimą pozostaje, jak dotąd, niezbadana pod względem sedymentologicznym. Głównym celem badań sedymentologicznych serii siarkonośnej jest zatem określenie środowisk utworzenia tych utworów. Z drugiej strony, stanowi to dobrą sposobność do weryfikacji hipotezy synsedymentacyjnego pochodzenia utworów siarkonośnych. Dla odtworzenia paleośrodowisk i zrozumienia historii tych osadów, w tym ich modyfikacji. diagenetycznych,. niezwykle. ważne. jest. wykorzystanie. danych. izotopowych. Dane izotopowe okazują się bardzo przydatne dla określenia cech różnych rodzajów środowisk kopalnych. Ponieważ krystalizacja węglanów w środowisku wodnym wymaga obecności tlenu, cechy izotopowe tlenu stają się użyteczne dla zidentyfikowania głównych cech chemizmu roztworów aktywnych na etapach sedymentacji i diagenezy. Krystalizacja węglanów wymaga również odpowiedniej ilości rozpuszczonych w wodzie związków węgla w środowisku ich krystalizacji. Cechy izotopowe węgla mają istotny potencjał poznawczy dla określenia warunków redoks oraz zmian hydrochemicznych, zachodzących w środowiskach sedymentacyjno-diagenetycznych w czasie i przestrzeni. Warto podkreślić tutaj, że same. dane. izotopowe. prawie. nigdy. nie. są. jednoznaczne. dla. wniosków. paleośrodowiskowych. Powinny być one oparte o dobrze rozpoznany zrąb sedymentologiczny, bazując przede wszystkim na obserwacjach makroskopowych, mikroskopowych (mikrofacjalnych) i petrologicznych. Tylko w ten sposób mogą one być szeroko i wiarygodnie użyte do interpretacji paleośrodowisk utworzenia skał osadowych. Przedstawiony powyżej problem genezy polskich złóż siarki rodzimej zapadliska przedkarpackiego wskazuje na potrzebę rozpoznania głównych cech sedymentologicznych i geochemicznych (tj. cech izotopowych tlenu i węgla) podstawowej części utworów serii siarkonośnej w oparciu o współczesną wiedzę w tym zakresie. Sprowadza się to w pierwszej kolejności do rozpoznania ich cech strukturalnych i teksturalnych, a w konsekwencji wyróżnienia różnych litofacji serii siarkonośnej oraz określenia chemizmu roztworów z których się one utworzyły. Identyfikacja cech sedymentologiczno-geochemicznych tych utworów zmierza do 8.

(10) określenia ich paleośrodowisk depozycyjnych oraz ich zmienności przestrzennej. Rozpoznanie paleośrodowisk utworów siarkonośnych zmierza do uzyskania nowych informacji o ich genezie i warunkach mineralizacji siarką rodzimą w tym i innych basenach ewaporatowych. Pozyskanie zintegrowanych informacji litofacjalnych i geochemicznych. z. dotychczas. nierozpoznanych. sedymentologicznie. utworów. siarkonośnych z rejonu jednego z polskich złóż siarki, pozwoli także na uzupełnienie obrazu warunków i mechanizmów depozycyjnych w środowiskach ewaporatowych brzeżnej strefy basenu ewaporatowego. Zagadnienia te stanowią główny cel niniejszego studium. 2. Zarys geologii brzeżnej północnej części zapadliska przedkarpackiego Zapadlisko. przedkarpackie. jest. częścią. przedgórskiego. basenu. sedymentacyjnego, który rozciąga się wzdłuż łuku karpackiego od Austrii, przez Czechy, Polskę, Ukrainę, Rumunię, po Bułgarię (np. Rögl, 1998; Piller i in., 2007). W kierunku zachodnim łączy się ono z basenem molasowym, a w kierunku wschodnim z basenem przedgórskim bałkanidów. Na obszarze Polski zapadlisko przedkarpackie osiąga długość 300 km, przy szerokości do 100 km (Kwiatkowski, 1972; Oszczypko, 2006). Jego północna granica pokrywa się z erozyjnym zasięgiem osadów mioceńskich w południowym obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich i Wyżyny Lubelskiej (Pawłowski i in., 1987; Karnkowski, 1994; Oszczypko, 2006). Jest ono wypełnione głównie mioceńskimi osadami badeńsko-sarmackimi, o miąższościach w Polsce od kilku metrów w jego północnej części (Pawłowska, 1994) do 3000 m w części południowowschodniej (Garlicki, 1979; Pawłowski i in., 1987; Czapowski, 1994; Oszczypko, 2006; Oszczypko i Oszczypko-Clowes, 2012). Osady wypełniające zapadlisko przedkarpackie zalegają przekraczająco na osadach prekambryjsko-paleozoiczno-mezozoicznych. 2.1. Podłoże miocenu Na podkenozoiczne podłoże północnej części zapadliska składają się utwory mezozoiczne oraz sfałdowane osady prekambryjsko-paleozoiczne należące do bloku małopolskiego, oddzielonego na zachodzie strefą uskokową Kraków-Lubliniec od bloku górnośląskiego (Pawłowska, 1994; Żaba, 1995, 1999; Buła i in., 1997). 9.

(11) Osady prekambru należą do bloku małopolskiego i stanowią przedłużenie trzonu paleozoicznego Gór Świętokrzyskich (Karnkowski i in., 1974). Są wykształcone jako słabo zmetamorfizowane i sfałdowane ilasto-piaszczyste metaaleuryty i metaargility, o nachyleniu do 70°, z licznymi uskokami i spękaniami (Pawłowski, 1965; Pawłowski i in., 1985). Osady te, razem z proterozoicznymi skałami krystalicznymi, stanowią podłoże dla osadów młodszych. Na osadach prekambru, z niezgodnością kątową 30°, zalegają sfałdowane osady kambru o upadach 20-90°, wykształcone jako iłowce i mułowce o różnym stopniu lityfikacji, z wkładkami piaskowców. Stanowią one przedłużenie antyklinorium świętokrzyskiego (Pawłowski i in., 1985). Osady dewonu zalegają niezgodnie na osadach starszych i są wykształcone jako piaskowce z wkładkami tufitów oraz płytkowodne osady węglanowe charakterystyczne dla środowisk ramp i platform węglanowych. Utwory te wypełniają rowy tektoniczne o orientacji NW-SE, które powstały podczas paleozoicznych zaburzeń tektonicznych (Pawłowski i in., 1976; Pawłowska, 1994). Na osadach dewońskich zgodnie zalegają osady karbonu wykształcone w facjach węglanowych oraz jako piaskowce gruboziarniste. Osady permu, przykrywające starsze osady paleozoiczne, są wykształcone w facjach klastycznych,. głównie. piaskowcowo-żwirowych,. które. wypełniają. obniżenia. morfologiczne w skałach podłoża (Pawłowska, 1994). Osady triasu otaczające od południa paleozoiczny masyw Gór Świętokrzyskich są przykryte osadami mioceńskimi zapadającymi w kierunku wschodnim. Osady triasu są wykształcone jako mułowce, piaskowce, iłowce oraz osady marglisto-wapienne z wkładkami dolomitycznymi (Pawłowska, 1979). Występowanie osadów jury dolnej i górnej jest ograniczone do obniżeń występujących w osadach podłoża. Razem z osadami triasu stanowią one południowe obrzeżenie Gór Świętokrzyskich, wchodząc w skład antyklinorium chęcińskoklimontowskiego, będącego częścią antyklinorium świętokrzyskiego (Tomczyk, 1974). 2.2. Stratygrafia miocenu Osady mioceńskie północnej części zapadliska przedkarpackiego reprezentują miocen środkowy – baden i sarmat (Pawłowski i in., 1985; Czapowski, 2004; Oszczypko i Oszczypko-Clowes, 2012). Zalegają one z niezgodnością kątową na nierównym podłożu zbudowanym z osadów młodszego prekambru i kambru, rzadziej 10.

(12) dewonu, triasu i jury (Pawłowski i in., 1985; Kubica, 1992; Pawłowska, 1994). Zgodnie z nowszym podziałem stratygraficznym miocenu centralnej Paratetydy (Oszczypko i Oszczypko-Clowes, 2012), osady miocenu środkowego w północnej części zapadliska przedkarpackiego reprezentują baden środkowy (piętro moraw), baden górny (piętra wielicz i kosow) oraz sarmat. Podział ten różni się od podziału stratygraficznego stosowanego dotychczas, przedstawionego przez Czapowskiego (Piwocki i in., 1996), który włączał piętra moraw do badenu dolnego, wielicz do badenu środkowego, a kosow do badenu górnego. Według ostatnich badań stratygraficznych utworów strefy brzeżnej basenu (Czapowski i Gąsiewicz, 2015 z literaturą) osady miocenu należą do badenu dolnego (formacja skawińska morawu z warstwami baranowskimi pod poziomem ewaporatowym) i górnego (formacja z Krzyżanowic z poziomem ewaporatowym wieliczu i przykrywająca ją dolna część klastycznej formacji z Machowa - kosowu) oraz sarmatu dolnego (górna część formacji z Machowa należąca do wołynu) (fig. 1). Datowanie biostratygraficzne na podstawie nanoplanktonu wapiennego pozwala zaliczyć osady środkowego i górnego badenu oraz sarmatu do poziomów NN5, NN6 oraz dolnej części poziomu NN7 (Oszczypko i Oszczypko-Clowes, 2012). Według wcześniejszego podziału, osady te zaliczano do poziomów NN6-NN9 (Gaździcka, 1994). Podział ten został ostatnio zweryfikowany i utwory podewaporatowe (formacja skawińska) zaliczono do poziomu nanoplanktonowego NN5, a ewaporatowe i cały kompleks osadów nadewaporatowych (formacje z Krzyżanowic, Machowa i Chmielnika) do poziomu NN6 (Gaździcka, 2015) (fig. 1).. 11.

(13) Fig. 1. Zbiorczy profil litostratygraficzny utworów mioceńskich w północnej, brzeżnej części zapadliska przedkarpackiego. Zony nanoplanktonowe wg Gaździckiej (2015). Najstarszymi osadami miocenu omawianego regionu są klastyczno-węglanowe osady warstw baranowskich o miąższości do ponad 150 m (Kubica, 1992). Tworzą je głównie piaski, piaskowce, mułowce, iły i margle, a na obszarach wyniesionych, będących efektem zróżnicowanego litologicznie i selektywnie erodowanego podłoża mioceńskiego, występują lokalnie wapienie litotamniowe, osiągające maksymalną miąższość do 45 m (Kubica, 1992). W dolnej części warstw baranowskich są zachowane niekiedy zlepieńce będące efektem intensywnej abrazji skał podłoża w strefie litoralnej związanej z transgredującym morzem mioceńskim (Pawłowski i in., 1976, 1985; Kubica, 1992) oraz osady piaszczysto-mułowcowo-węgliste z wkładkami lignitów i gleb kopalnych (tzw. osady brunatnowęglowe), które nie stanowią ciągłej 12.

(14) pokrywy (Pawłowski i in., 1985; Kasiński i Piwocki, 1994). Osady brunatnowęglowe są początkowym ogniwem sedymentacyjnym miocenu. W najwyższej części profilu warstw baranowskich jest obecna lokalnie warstewka erwiliowa, wykształcona jako piaskowce wapniste lub wapienie piaszczyste z obfitą fauną modiolowo-erwiliową, o miąższości nie przekraczającej 10 cm (Pawłowski i in., 1985). Warstwy baranowskie wraz z wapieniami litotamniowymi są zaliczane do formacji z Pińczowa (Jasionowski, 1997), z wyłączeniem osadów brunatnowęglowych, które zalicza się do formacji z Trzydnika (op. cit.). Skład taksonomiczny zespołów nanoplanktonu wapiennego pozwala zaliczyć warstwy baranowskie do poziomu NN5 (Oszczypko i OszczypkoClowes, 2012; Gaździcka, 2015). Ponad. warstewką. erwiliową. lub. bezpośrednio. na. utworach. warstw. baranowskich znajdują się osady serii chemicznej wg nomenklatury Pawłowskiego i in., (1965, 1979, 1985). Jest to nieformalna jednostka litostratygraficzna o znaczeniu regionalnym, używana zwykle w odniesieniu do utworów ewaporatowych oraz związanych z nimi lokalnie innych litologicznie osadów północnej części zapadliska przedkarpackiego (op. cit.) i w takim znaczeniu stratygraficznym jest stosowana w niniejszej pracy. Są to głównie siarczany szeroko rozpowszechnione w zapadlisku przedkarpackim, złożone z gipsów i w mniejszym stopniu z anhydrytów. Seria siarkonośna jest podrzędnie złożona z wapieni siarkonośnych i wapieni płonnych z przeławiceniami ilasto-mułowcowymi, a w głębszej części zapadliska z soli kamiennych, iłowców, mułowców i anhydrytów (np. Garlicki, 1979; Kubica, 1992; Kasprzyk i Orti, 1998; Kasprzyk, 2003, 2005a, b; Peryt, 2006; Bukowski, 2011). W głębszych partiach zapadliska, osady serii chemicznej leżą bezpośrednio na osadach starszych (Pawłowski i in., 1976). Osady serii chemicznej osiągają miąższość do 60 m (Pawłowski i in., 1987). Gipsy zalegają na różnych litologicznie osadach badenu, głównie na osadach warstw baranowskich, a niekiedy bezpośrednio na starszym podłożu (np. Pawłowski, 1965, 1970; Pawłowski i in., 1979, 1985; Kubica, 1992; Nieć, 1992). Były one przedmiotem licznych badań szczegółowych i regionalnych (np. Kwiatkowski, 1972; Bąbel, 1986, 1987, 1990, 1991, 1996, 1999a, b, 2004a, b, 2005, 2007; Kasprzyk, 1989, 1991, 1993, 1994, 1999, 2003, 2005a, b; Kasprzyk i Orti, 1998; Peryt, 2000) i charakteryzują się dużym zróżnicowaniem facjalnym, od gipsów drobnokrystalicznych, po różnie wykształcone gipsy selenitowe i szklicowe. Utwory osiarkowane i płonne są reprezentowane głównie przez facje mniej lub bardziej wapienne, wśród których można wyróżnić kilka litofacji (zob. Gąsiewicz, 13.

(15) 2000a). Utwory te (nie gipsowe) mają miąższość od kilku centymetrów do 40,2 m (Pawłowski i in., 1976). W małej skali zalegają one zazwyczaj poziomo, natomiast w skali regionalnej wykazują zmienne nachylenie. Osady serii chemicznej są zaliczane do formacji z Krzyżanowic (Garlicki, 1994; Jasionowski, 1997) i obejmują najwyższą części poziomu NN5 oraz poziom NN6 (Oszczypko i Oszczypko-Clowes, 2012) lub należą w całości do poziomu NN6 (Gaździcka, 2015). Na osadach serii chemicznej, lub lokalnie w przypadku ich braku bezpośrednio na warstwach baranowskich, zalegają przekraczająco górnobadeńskie osady warstw pektenowo-spirialisowych o miąższości najczęściej do kilkunastu metrów, a lokalnie do 55 m (Pawłowski i in., 1985, 1987; Kubica, 1992). Stanowią one ważny poziom korelacyjny. ze. względu. na. regionalne. rozprzestrzenienie,. udokumentowaną. przynależność stratygraficzną, charakterystyczny zespół fauny, mikrofauny i flory oraz cechy geochemiczne (np. Łuczkowska, 1964, 1967; Szczechura, 1982, 2000; Pawłowski i in., 1985; Studencka, 1986, 2015; Czepiec, 1996; Gedl, 1999; Olszewska, 1999; Sadowska, 1999; Gąsiewicz i in., 2004, 2015; Studencka i Jasionowski, 2011; Czapowski i Gąsiewicz, 2015 z literaturą). Są to głównie osady margliste z fauną przegrzebków i mikrofauną (Pawłowski i in., 1985; Kubica, 1992) oraz wkładkami osadów ilasto-wapienno-piaszczystych (Pawłowski i in., 1985). Warstwy pektenowospirialisowe są zaliczane do formacji z Machowa (Garlicki, 1994; Oszczypko i Oszczypko-Clowes,. 2012).. Uwzględniając. skład. gatunkowy. nanoplanktonu. wapiennego zalicza się je do niższej części poziomu NN6 (Oszczypko i OszczypkoClowes, 2012; Śliwiński i in., 2012; Czapowski i Gąsiewicz, 2015; Gaździcka, 2015). Powyżej zalegają osady sarmatu o miąższości do ponad 3000 m (Pawłowski i in., 1976; Garlicki, 1979). W północnej części zapadliska przedkarpackiego miąższość tych osadów najczęściej nie przekracza 500 m (Pawłowski i in., 1985; Kubica, 1992). Profil sarmatu rozpoczynają osady warstw syndosmiowych, które leżą na osadach pektenowo-spirialisowych. Osady warstw syndosmiowych to margle ilaste o miąższości do 50 m (Pawłowski i in., 1985; Kubica, 1992) z małżami (por. np. Studencka, 2015) i ślimakami. bez. przegrzebków,. co. odróżnia. je. od. margli. pektenowych. charakterystycznych dla najwyższego badenu. Wśród nich występują wkładki margli wapiennych, wapieni i tufitów. W stropie osadów syndosmiowych jest obecny liczny zespół mikrofauny (Łuczkowska, 1964; Odrzywolska-Bieńkowa, 1975; Pawłowski i in., 1985; Paruch-Kulczycka, 2015). 14.

(16) Młodsze od powyższych osadów są tzw. warstwy bez skamieniałości (op. cit.), wykształcone jako osady ilasto-mułowcowe, często wapniste z przewarstwieniami piaszczystymi (Czapowski, 1994; Gąsiewicz i in., 2004; Czapowski i Gąsiewicz, 2015). W osadach sarmatu są znajdowane jednak otwornice i algi (Paruch-Kulczycka, 1994, 2015). Osady warstw syndosmiowych oraz warstwy bez skamieniałości są zaliczane do formacji z Machowa (Garlicki, 1994; Jasionowski, 1997; Oszczypko i OszczypkoClowes, 2012). Uwzględniając zespół gatunkowy nanoplanktonu wapiennego zalicza się je do poziomów NN6 i najniższej części poziomu NN7 (Oszczypko i OszczypkoClowes, 2012) lub wyłącznie do NN6 (Gaździcka, 2015). Osady mioceńskie są przykryte zróżnicowanymi litologicznie osadami czwartorzędowymi wykształconymi jako gliny zwałowe, piaski, żwiry, mułki, lessy i mady o łącznej miąższości nie przekraczającej 40 m (Pawłowski i in., 1976, 1985). 2.2.1. Uwarunkowania regionalne i klimatyczne oraz wiek serii chemicznej Basen ewaporatowy polskiej części zapadliska przedkarpackiego odznaczał się znaczną rozciągłością i sięgał od jego części zachodniej, mając swoje zakończenie w rejonie Górnego Śląska (Bukowski, 2011), i przedłużał się w kierunku wschodnim na Ukrainę i dalej na południowy wschód. Utwory serii chemicznej są wynikiem ogólnej zmiany warunków paleogeograficznych i klimatycznych w Paratetydzie Środkowej. Środkowo-mioceński kryzys salinarny w zapadlisku przedkarpackim był związany z redukcją połączeń Paratetydy z Morzem Śródziemnym i izolacją zbiornika zapadliska przedkarpackiego (Radwański, 1969; Garlicki, 1979; Rögl i Steininger, 1984; Kováč i in., 1995; Bąbel 2004b; Peryt, 2006), jak również ze względnym ochłodzeniem klimatu (Szczechura, 1982; Oszczypko, 1996, 1998), które w konsekwencji mogło doprowadzić do obniżenia poziomu morza (Gonera i in., 2000) i ograniczenia odpływu bardziej zasolonych wód z zapadliska przedkarpackiego (Leeuw de i in., 2010; Bukowski, 2011). Doprowadziło to do powstania w basenie zapadliska przedkarpackiego basenu salinarnego, stanowiącego regionalną depresję oddzieloną od morza licznymi barierami (Bąbel, 2004a, b), w którym odbywała się sedymentacja gipsów. Odcięcie basenu salinarnego od morza Paratetydy i ograniczenie bezpośredniej wymiany wód spowodowało ewaporację i w konsekwencji stopniowy wzrost zasolenia (Bąbel, 1999a, b). Bezpośrednie wpływy wód morskich przez bariery były rzadkie. Jednakże, z uwagi 15.

(17) na różnice poziomów wód w basenie salinarnym i otwartym morzu możliwe było przesiąkanie wody morskiej przez podłoże. Zmiany poziomu wód w basenie salinarnym były uzależnione głównie od klimatu i w niewielkim stopniu od poziomu morza światowego (Bąbel, 2005). Bezpośrednio przed ochłodzeniem przeważał klimat subtropikalny wilgotny (Syabryay i Teslenko, 2000). Średnia roczna temperatura oszacowana na podstawie obserwacji paleobotanicznych wynosiła 22oC podczas ottangu i karpatu (18-16,5 Ma) oraz prawdopodobnie podczas wczesnego badenu (Böhme, 2003). To tzw. środkowomioceńskie optimum klimatyczne („Middle Miocene Climate Optimum”) (Zachos i in., 2001) odpowiada w przybliżeniu wczesnemu badenowi (16,30-15,03 Ma) według najnowszych badań stratygraficznych (Hohenegger i in., 2014). Bardzo słabe połączenia lub brak połączeń zapadliska przedkarpackiego z Paratetydą Środkową w tym czasie i sprzyjające warunki klimatyczne spowodowały izolację silnie wydłużonej depresji zapadliska przedkarpackiego wzdłuż łuku karpackiego oraz obniżenie ewaporatowe poziomu wód basenowych (evaporite drawndown) w północnej części zapadliska przedkarpackiego (Bąbel, 2004b) i w efekcie rozległą sedymentację ewaporatów (głównie siarczanów) w tym regionie (Kwiatkowski, 1972; Kasprzyk, 1993, 1994; Bąbel, 1996, 2004b, 2007; Bukowski, 2011). Na pograniczu badenu środkowego i późnego (langu i serrawalu), 13,82 ± 0,03 Ma nastąpiło szybkie pogorszenie warunków klimatycznych (Böhme, 2003; Abels i in., 2005; Hohenegger i in., 2014). W efekcie, średnia temperatura roczna w Europie Środkowej (obszar dzisiejszych Niemiec) spadła przynajmniej o 7oC do poziomu 15,4-14,8oC (Böhme, 2003). Jednakże, obszar ten był w strefie łagodzących wpływów oceanicznych Atlantyku. Względnie niskie wartości temperatur podczas sedymentacji ewaporatowej potwierdzają badania izotopowe otwornic z osadów podścielających i przykrywających osady ewaporatowe (Gonera i in., 2000). Ochłodzenie to nastąpiło stosunkowo szybko i jest potwierdzone gwałtownym wyginięciem aligatorów, kameleonów i żółwi w Europie Środkowej (Böhme, 2003) oraz wielu taksonów morskich ślimaków i otwornic w części Paratetydy, gdzie nie występują ewaporaty (Harzhauser i Piller, 2007). Datowania tufitów metodą. 40. Ar/39Ar, które są obecne w osadach miocenu w. różnych obszarach zapadliska przedkarpackiego, pozwoliły określić przedziały czasowe sedymentacji osadów mioceńskich. Zgodnie z powyższym, kryzys salinarny rozpoczął się krótko po 13,81 ± 0,08 Ma (Leeuw de i in., 2010), a zakończył się tuż przed 13,06 ± 0,11 Ma (Śliwiński i in., 2012). Sedymentacja soli w głębszych obszarach zbiornika 16.

(18) morskiego rozpoczęła się krótko po 13,81 ± 0,08 Ma i zakończyła 13,60 ± 0,07 Ma (Bukowski, 2011; Śliwiński i in., 2012). Datowania wieku bezwzględnego wskazują, że badeńska sedymentacja ewaporatowa rozpoczęła się 13,81±0,08 Ma (Bukowski i in., 2010; Leeuw de i in., 2010), a zakończyła się po kryzysie salinarnym, nie później niż 13,06 ± 0,11 Ma (Śliwiński i in., 2012), na co wskazuje poziom tufitowy znajdujący się 3,5. m. ponad. badeńską. serią. gipsową,. we. wschodniej. części. zapadliska. przedkarpackiego (Śliwiński i in., 2012). Dane te wskazują, że depozycja serii chemicznej. była. poprzedzona. środkowomioceńskim. bezpośrednio. przejściem. okresem. klimatycznym. („Middle. przejściowym, Miocene. tzw.. Climate. Transition”) i miała miejsce w późnym badenie trwającym od 13,82 do 12,83 Ma, podczas tzw. środkowomioceńskiego oziębienia („Middle Miocene Icehouse”), będącego odzwierciedleniem ponownej glacjacji antarktycznej (Hohenegger i in., 2014) w warunkach klimatu suchego w Europie środkowej (Böhme i in., 2011). Pogorszenie się. warunków. klimatycznych. podczas. depozycji. ewaporatów. w. zapadlisku. przedkarpackim wiązało się z okresową intensyfikacją opadów na przyległym lądzie (Böhme, 2003). Warunki klimatyczne w tym czasie były jednak wystarczająco suche i ciepłe aby w sprzyjających warunkach paleogeograficznych mogła się rozwijać depozycja ewaporatów. Wielkość opadów na lądzie Europy Środkowej podczas sedymentacji ewaporatów w zapadlisku przedkarpackim wynosiła 160 mm rocznie (Böhme i in., 2011). Jak wykazują przeprowadzone badania, wpływy takiego klimatu zaznaczyły się szczególnie także w marginalnych strefach basenu zapadliska przedkarpackiego. Środowiska salinarne były zasilane wodami lądowymi, szczególnie podczas sedymentacji kompleksu gipsów allochtonicznych (Kasprzyk, 1993; Bąbel 1999b; Kasprzyk i in., 2007). Znaczny udział wód meteorycznych w kształtowaniu zrębu wapiennego serii chemicznej był wskazywany na podstawie złożonej sekwencji paragenetycznej i cech izotopowych tlenu wapieni poselenitowych (Gąsiewicz, 2000b). Określenie wieku granicy badenu i sarmatu w zapadlisku przedkarpackim wiąże się, jak w całej Paratetydzie centralnej (Piller i in., 2007), ze zmianą zespołów faunistycznych i nanoplanktonowych (np. Śliwiński i in., 2012; Czapowski i Gąsiewicz, 2015 z literaturą). Datowania metodą niż. 13,06. ±. 0,11. Ma. 40. (Śliwiński. Ar/39Ar sugerują wiek tej granicy na młodszy i. in.,. 2012).. Wstępne. wyniki. analiz. paleomagnetycznych i magnetostratygraficznych z północnej części zapadliska przedkarpackiego (otwory wiertnicze Kazimierza Wielka (Donosy) PIG-1 i Busko (Młyny) PIG-1), i korelacje zmian polarności magnetycznej (R-N-R) z utworami 17.

(19) Paratetydy sugerują wiek granicy baden-sarmat na 12,8 ± 0,1 Ma (Czapowski i Gąsiewicz, 2015; Sant i in., 2015). 3. Obszar badań ze szczególnym uwzględnieniem złoża siarki rodzimej OsiekBaranów Sandomierski Złoże siarki rodzimej Osiek-Baranów Sandomierski jest położone w północnowschodniej części zapadliska przedkarpackiego w obrębie Kotliny Sandomierskiej, w pobliżu jej północnej granicy, w odległości 15 km na SW od Tarnobrzegu (fig. 2). W tej części zapadliska (generalnie w niewielkich odległościach) znajdują się inne złoża siarki rodzimej i są to: w kierunku zachodnim złoże Rudniki i jeszcze dalej w kierunku północno-zachodnim złoże Dobrów-Grzybów oraz w kierunku północno-wschodnim złoże Tarnobrzeg, będące największym udokumentowanym złożem siarki rodzimej w Polsce (Pawłowski i in., 1985, 1987).. Fig. 2. Lokalizacja złóż siarki rodzimej w zapadlisku przedkarpackim. Złoże Osiek-Baranów Sandomierski zostało udokumentowane w kategorii C2 przez Państwowy Instytut Geologiczny w 1976 r. (Pawłowski i in., 1976). Jest ono wydłużone w kierunku NW-SE i osiąga długość 20 km przy szerokości od kilkuset 18.

(20) metrów do 2,5 km (Pawłowski i in., 1976). Miąższość serii siarkonośnej zmienia się od kilku metrów do ok. 40 m i zmniejsza się w kierunku północno-zachodnim (Pawłowski i in., 1976). Jego powierzchnie stropowa i spągowa są nierówne. Złoże jest nachylone generalnie w kierunku południowo-wschodnim pod kątem 1 stopnia (Pawłowski i in., 1976). Strop złoża znajduje się na głębokości 100 m w części zachodniej, a w części wschodniej na głębokości 264 m (Pawłowski i in., 1987). Zawartość siarki w złożu zmienia się od 10% do 42,2% (Pawłowski i in., 1987), a poza złożem jest mniejsza (<10%) lub nie występuje. Północna część zapadliska przedkarpackiego charakteryzuje się zrębowoblokową tektoniką osadów podmioceńskich (Krach, 1967; Osmólski, 1972; Krysiak, 1985, 1987, 2000; Pawłowski i in., 1985; Nieć, 1986b; Kubica, 1992). Uskoki oddzielające bloki oraz zręby i rowy tektoniczne są na ogół normalne o zrzutach zmieniających się od 100 m do kilkuset metrów (np. Krysiak, 1985; Kubica, 1992). Powstanie bloków tektonicznych oraz zrębów i rowów tektonicznych było związane z nasileniem ruchów tektonicznych na przełomie badenu i sarmatu (Krysiak, 1985, 2000; Pawłowski i in., 1985; Kubica, 1992) i często z odmłodzeniem starszych uskoków o paleozoicznych założeniach (Pawłowski i in., 1976). Obraz strukturalny rejonu złoża Osiek-Baranów Sandomierski komplikują dodatkowo uskoki podłużne i poprzeczne o mniejszych zrzutach (Kubica, 1992). Złoże Osiek-Baranów Sandomierski znajduje się w obrębie bloku tektonicznego Staszów-Baranów (Kubica, 1992), który ma cechy zrębu tektonicznego (Pawłowski i in., 1976) o przebiegu NW-SE (fig. 3). Przebieg tego zrębu nawiązujące do regionalnych kierunków NW-SE głównych dyslokacji (Kubica, 1992). Blok tektoniczny Staszów-Baranów jest oddzielony od południowego-wschodu od rowu tektonicznego Ostrowy-Rozalin dyslokacją strzegomską o zrzucie 200 m (Pawłowski i in., 1976). Na północ od złoża znajduje się dyslokacja suchowolska, oddzielająca blok StaszówBaranów od zrębu Tarnobrzega (Kubica, 1992). Dyslokację tę tworzą co najmniej trzy równoległe uskoki o przebiegach NW-SE i zrzutach do 100 m. Dyslokacja ta przechodzi w kierunku WNW-ESE w podłużny uskok Pliskowola-Osieczko o niewielkim zrzucie (Pawłowski i in., 1976). Blok Staszów-Baranów jest oddzielony od południowego-zachodu od bloku Grzybów-Rudniki uskokiem strzegomskim o przebiegu NW-SE (Kubica, 1992).. 19.

(21) Fig. 3. Położenie złoża Osiek-Baranów Sandomierski na tle ważniejszych mioceńskich jednostek tektonicznych. Jednostki tektoniczne wg Kubicy (1992). W głębszym podłożu złoża Osiek-Baranów Sandomierski występują osady uznawane za prekambryjskie i stwierdzone licznymi otworami wiertniczymi. Wykształcone są one jako lekko zmetamorfizowane osady klastyczne (metaaleuryty), przeważnie ilasto-mułowcowe, podrzędnie piaszczyste. Utwory te są silnie tektonicznie zaangażowane, przefałdowane, stromo nachylone z różnokierunkowymi spękaniami (Pawłowski i in., 1976). Osady paleozoiczne są reprezentowane przez osady kambru dolnego, dewonu dolnego i środkowego (Pawłowski i in., 1976). Osady kambru dolnego leżą z niezgodnością kątową na lekko zmetamorfizowanych mułowcach (metaaleurytach) z przerostami piaskowców i kwarcytów. Osady dewonu dolnego leżą z niezgodnością kątową na osadach prekambru i są wykształcone jako piaskowce i mułowce o miąższości dochodzącej do 90 m. Osady dewonu środkowego (eifel) występują lokalnie i są wykształcone jako mikrokrystaliczne dolomity. Osady miocenu w rejonie złoża Osiek-Baranów Sandomierski mają miąższość od 114 m do ponad 515 m (Pawłowski i in., 1976). Profil rozpoczynają warstwy baranowskie wykształcone głównie jako osady piaskowcowo-mułowcowe oraz podrzędnie jako osady węglanowe – organogeniczne i rafowe z licznymi glonami litotamniowymi. Warstwy baranowskie są lokalnie osiarkowane w części stropowej. Osady piaskowcowo-mułowcowe stanowią na opisywanym obszarze pokrywę ciągłą o miąższości od 0,3 m do ponad 114 m w południowo-wschodniej części obszaru 20.

(22) (Pawłowski i in., 1976). Osady litotamniowe osiągają miąższość 26,6 m, przy średniej miąższości nie przekraczającej kilku metrów (Pawłowski i in., 1976). Lokalnie, w dolnej części warstw baranowskich, występują osady brunatnowęglowe o miąższości nie przekraczającej 20 m. W stropie warstw baranowskich leży nieciągła warstewka erwiliowa o miąższości do 10 cm, a zwykle parocentymetrowej. Powyżej leżą osady serii chemicznej, zróżnicowane pod względem litologii i miąższości. Są one reprezentowane przez siarczany (głównie gipsy), wapienie osiarkowane oraz wapienie płonne i margle. Gipsy osiągają maksymalną miąższość 56,7 m w centralnej części złoża (Pawłowski i in., 1976). Mogą być lokalnie słabo osiarkowane, ale powszechnie są pozbawione siarki rodzimej. Miejscami spotykane są gipsy z domieszką substancji węglanowej – tzw. gipso-wapienie (Pawłowski i in., 1976), które są określane jako utwory przejściowe pomiędzy gipsami a wapieniami (Pawłowski i in., 1985; Kubica, 1994b). Wapienie siarkonośne mają średnią miąższość ok. 10 m (Pawłowski i in., 1987) Średnia zawartość siarki w tych wapieniach w złożu wynosi 29% (Pawłowski i in., 1976). Na krótkich odcinkach, z reguły nie przekraczających 1 m (co odpowiada interwałowi rdzenia w skrzynce), zawartość siarki może wynosić nawet 56,3% (Pawłowski i in., 1976). Wśród osadów wapiennych serii chemicznej wyróżniają się charakterystycznymi strukturami wapienie poselenitowe (Gąsiewicz, 1994a), które były przedmiotem szczegółowych badań sedymentologicznych (Gąsiewicz, 2000a, b). Występują one jako warstwy lub soczewy o miąższości od kilku centymetrów do 7 m, najczęściej od 0,5 m do 2,5 m, które są rozmieszczone nieregularnie w profilu serii chemicznej (Gąsiewicz, 2000a). Wapienie płonne tworzą w złożu kompleksy o miąższości nie przekraczającej 0,5 m, a poza złożem ich nawiercona miąższość nie przekracza 24,5 m (Pawłowski i in., 1976). Przyjmuje się, że ich geneza jest taka sama jak wapieni siarkonośnych, a cechą odróżniającą je od wapieni siarkonośnych jest makroskopowy brak siarki (Pawłowski, 1970; Pawłowski i in., 1985; Nieć 1986a; Kubica, 1992). Wśród osadów serii złożowej podrzędnie występują margle i skały ilasto-mułowcowe o różnym stopniu lityfikacji. Powyżej osadów serii chemicznej zalegają osady margliste z fauną przewodnią pektenów i mikrofauną. Margle pektenowe nie tworzą ciągłej pokrywy i osiągają miąższość do 35,6 m (Pawłowski i in., 1976). Są one przykryte osadami sarmatu wykształconymi w facjach ilastych z przewarstwieniami piaskowcowo-żwirowymi o średniej miąższości 145 m (Pawłowski i in., 1976). 21.

(23) Strop osadów sarmatu jest przykryty osadami plejstoceńsko-holoceńskimi o średniej miąższości 9 m i maksymalnej miąższości wynoszącej 35 m. Są to gliny zwałowe zachowane w płatach, piaski, pospółki piaszczysto-żwirowe i mułki (Pawłowski i in., 1976). Osady holoceńskie są wykształcone jako gleby piaszczyste, piaski wydmowe, mady oraz torfy i mułki torfiaste (Pawłowski i in., 1976). 4. Metodyka prac Materiał badawczy stanowiły rdzenie wiertnicze z obszaru złoża siarki rodzimej Osiek-Baranów Sandomierski jak i z obszaru otaczającego złoże. Rdzenie te są przechowywane w Archiwum Rdzeni w Oddziale Świętokrzyskim Państwowego Instytutu. Geologicznego-PIB. w. Kielcach. (filia. Narodowego. Archiwum. Geologicznego). Badania objęły profilowanie litofacjalne rdzeni ze szczególnym uwzględnieniem struktur i tekstur sedymentacyjnych. Równolegle pobierano próbki do wykonania płytek cienkich, próbki do analizy izotopów trwałych węgla i tlenu oraz wykonywano dokumentację fotograficzną. Kilkaset płytek cienkich przebadano pod mikroskopem optycznym Olympus SZX9. Zbadano 39 rdzeni wiertniczych, z których 24 pochodziło z rejonu złoża, a 15 spoza złoża (fig. 4). Łączna długość zbadanych rdzeni wynosi 1024,7 m, a łączna miąższość osadów serii chemicznej w zbadanych otworach wynosi 931,48 m. Otwory wiertnicze w obrębie złoża w kat. C2 występują w odległości nie większej niż 2 km od siebie. Badane otwory z tego rejonu to: Lipnik 53, Łęg 58, Mikołajów 60, Niekrasów 73, Mucharzów 78, Mucharzów 79, Mikołajów 85, Osieczko 87, Lipnik 97, Domacyny 102, Dymitrów Mały 103, Koło 104, Koło 105, Koło 106, Pliskowola 108, Dymitrów 116, Międzywodzie 119, Skopanie 134, Holendry 135, Wola Baranowska 140, Skopanie 144, Mikołajów 145, Międzywodzie 149 i Mucharzów 151. Z obszaru pozazłożowego przebadano rdzenie z następujących otworów: Wola Baranowska 42, Padew 52, Baranów 54, Wola Baranowska 56, Nakol 57, Pliskowola 75, Łęg 86, Trzcianka 94, Mucharzów 150, Mucharzów 152, Dwór 101, Grochowiaki 117, Durdy 123, Jarossy 147 i Marki 171.. 22.

(24) Fig. 4. Lokalizacja zbadanych otworów wiertniczych z utworami serii chemicznej w rejonie złoża siarki rodzimej Osiek-Baranów Sandomierski. Pola złożowe (wg Kowalika i in., 1979) są rozdzielone liniami przerywanymi. Granice stref złożowych wyznaczają linie przerywane oraz otwory wiertnicze wysunięte najdalej w kierunku południowym. Badania sedymentologiczne osadów serii chemicznej omawianego rejonu skoncentrowano na utworach niegipsowych, a w szczególności na wapieniach siarkonośnych, stanowiących trzon skalny złoża i istotę zarysowanego we wstępie (rozdział 1) problemu badawczego. Badania te prowadzono pod kątem cech facjalnych, w tym zmienności struktur i tekstur sedymentacyjnych, m. in. takich jak: warstwowania, rodzajów i orientacji laminacji, powierzchni nieciągłości sedymentacyjnych, składu ziarnowego, rodzaju i wielkości składników ziarnowych, struktur deformacyjnych i spływowych oraz rodzaju i form porowatości, stopnia i form osiarkowania oraz przejawów innego niż siarka rodzima zmineralizowania zrębu litologicznego. Wydzielone facje przedstawiono na 39 profilach litofacjalno-odpornościowych z zaznaczeniem stropu i spągu serii chemicznej, struktur i tekstur sedymentacyjnych, składników ziarnowych, procentowej zawartości siarki oraz miejsc poborów próbek do badań izotopów trwałych węgla i tlenu oraz płytek cienkich (fig. 5–43). Wyróżnione w niniejszej pracy facje zostały zgrupowane w trzy asocjacje facjalne są to: asocjacja wapienna, asocjacja klastyczna i inne (obejmujące gipsy). Procentową zawartość siarki szacowano makroskopowo. Dla potrzeb tej pracy nie było ważne dokładne określenie zawartości siarki rodzimej w badanych rdzeniach. Dokładne wyniki stopnia osiarkowania są zamieszczone w dokumentacji złożowej (Pawłowski i in., 1976). Obok 23.

(25) profili litofacjalnych przedstawiono profile izotopowe z wynikami analiz izotopów trwałych węgla i tlenu. Obserwacje makroskopowe wsparto analizą mikrofacjalną kilkuset płytek cienkich. Studium mikrofacjalne, poza analizą struktur i tekstur, objęło standardowe badania petrograficzne i mineralogiczne. Próbki z gipsów do badań izotopowych pochodziły z warstw i kompleksów siarczanowych graniczących z utworami niesiarczanowymi i zawierającymi domieszkę wapienną. Próbki typowano na podstawie reakcji z HCl i uzupełniających badań petrograficznych (analiza płytek cienkich), stwierdzających obecność fazy wapiennej w gipsach. Badania geochemiczne objęły oznaczenie izotopów trwałych węgla i tlenu w próbkach serii chemicznej z obszaru złoża jak i spoza niego. Wykonano analizy izotopów trwałych węgla i tlenu w 205 próbkach utworów serii chemicznej z 26 rdzeni wiertniczych w tym, dla celów porównawczych, w 15 próbkach osadów warstw baranowskich, w 2 próbkach z warstewki erwiliowej i w 13 ze skał nadkładu serii chemicznej. Wyniki analiz uzupełniono o 335 wyników uzyskanych z osadów serii chemicznej z 19 rdzeni wiertniczych przez dr hab. Andrzeja Gąsiewicza. Próbki te pobrano z masy skalnej sproszkowanej do analiz chemicznych. Próbki do badań izotopowych pobrano z tła skalnego zawierającego węglan wapnia w postaci mikrytu, przy użyciu wiertła o średnicy 2,5 mm. Większość litofacji wapiennych jest pozbawiona widocznych makroskopowo cementów kalcytowych, co ułatwiało opróbowanie. Niemniej, selekcję próbek do tych badań prowadzono w miarę możliwości w oparciu o analizę płytek cienkich. Taka technika poboru próbek nie wyklucza jednak włączenia drobnych, makroskopowo niewidocznych skupień cementów w tle skalnym. Warto jednak podkreślić, że różnice średnich wartości δ13C i δ18O między cementami, a matriks są bardzo niewielkie (odpowiednio 1‰ i 0,5‰) (Gąsiewicz, 2000b tab. 17), co zasadniczo nie wpływa na interpretację zapisu izotopowego badanych utworów. Oznaczenia wartości izotopów trwałych węgla i tlenu wykonano w laboratorium GeozentrumNorbayern w Uniwersytecie Erlangen-Nürnberg w Erlangen w Niemczech. Sproszkowane próbki poddano reakcji z kwasem fosforowym w temperaturze 70°C w aparacie Gasbench II. Oznaczenia izotopów trwałych węgla i tlenu wykonano w spektrometrze masowym ThermoFinnigan Five Plus. Wyniki analiz są przedstawione w promilach i skalibrowane do wzorca międzynarodowego V-PDB poprzez przypisanie wartości +1,95‰ dla δ13C i -2,20‰ dla δ18O względem międzynarodowego wzorca laboratoryjnego NBS19. 24.

(26) Objaśnienia do fig. 5–43:. 25.

(27) Fig. 5. Profil litofacjalny serii chemicznej w otworze Mucharzów 151 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 26.

(28) Fig. 6. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Mucharzów 152 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 27.

(29) Fig. 7. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Mucharzów 150 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. Fig. 8. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Mucharzów 79 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 28.

(30) Fig. 9. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Mucharzów 78 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 29.

(31) Fig. 10. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Niekrasów 73 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 30.

(32) Fig. 11. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Pliskowola 108 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 31.

(33) Fig. 12. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Trzcianka 94 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 32.

(34) Fig. 13. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Mikołajów 85 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 33.

(35) Fig. 14. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Mikołajów 60 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 34.

(36) Fig. 15. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Nakol 57 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 35.

(37) Fig. 16. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Mikołajów 145 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. Fig. 17. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Osieczko 87 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 36.

(38) Fig. 18. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Łęg 86 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 37.

(39) Fig. 19. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Łęg 58 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 38.

(40) Fig. 20. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Lipnik 53 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. Fig. 21. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Pliskowola 75 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 39.

(41) Fig. 22. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Dwór 101 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 40.

(42) Fig. 23. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Lipnik 97 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 41.

(43) Fig. 24. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Domacyny 102 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 42.

(44) Fig. 25. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Dymitrów Mały 103 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 43.

(45) Fig. 26. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Dymitrów 116 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 44.

(46) Fig. 27. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Koło 104 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 45.

(47) Fig. 28. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Koło 106 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 46.

(48) Fig. 29. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Koło 105 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 47.

(49) Fig. 30. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Padew 52 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. Fig. 31. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Wola Baranowska 42 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 48.

(50) Fig. 32. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Wola Baranowska 56 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. Fig. 33. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Baranów 54 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 49.

(51) Fig. 34. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Międzywodzie 119 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 50.

(52) Fig. 35. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Międzywodzie 149 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 51.

(53) Fig. 36. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Skopanie 144 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 52.

(54) Fig. 37. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Skopanie 134 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 53.

(55) Fig. 38. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Wola Baranowska 140 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 54.

(56) Fig. 39. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Holendry 135 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 55.

(57) Fig. 40. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Grochowiaki 117 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 56.

(58) Fig. 41. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Marki 171 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. Fig. 42. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Durdy 123 wraz z charakterystyką sedymentologiczną i składem izotopowym węgla i tlenu. 57.

(59) Fig. 43. Profil litofacjalny serii chemicznej z otworu Jarossy 147 wraz z charakterystyką sedymentologiczną. 5. Składniki Składnikami badanych utworów osiarkowanych i płonnych są ziarna wapienne i nie wapienne o różnej genezie i różnym składzie mineralnym oraz różne fazy mineralne i materia organiczna. Osobną kategorię składników pierwotnie ziarnowych, obecnych w badanych utworach, stanowią relikty po pierwotnych kryształach gipsu selenitowego, tzw. pseudomorfozy po gipsie. Jako relikty pierwotnych kryształów są one omówione w osobnym podrozdziale dotyczącym struktur sedymentacyjnych obserwowanych w badanych utworach. Składniki badanych utworów są prezentowane na tablicach 1-44. 5.1. Składniki ziarnowe Skład ziarnowy badanych utworów jest zróżnicowany i typowy dla środowisk mieszanych węglanowo-ewaporatowych, ze stałym i zmiennym co do ilości udziałem 58.

(60) frakcji klastycznej (głównie ilastej). Składnikiem, który odróżnia je od takich sekwencji osadowych znanych ze środowisk współczesnych (np. Australii, rejonu Zatoki Perskiej) i kopalnych (np. cechsztyńskich, jurajskich i wielu innych w kraju i na świecie) jest siarka rodzima. Składniki ziarnowe są powszechne w badanych utworach. Są to dominujące ziarna wapienne i podrzędne nie wapienne. Ziarna wapienne to intraklasty i peloidy oraz obserwowane lokalnie bioklasty (prawdopodobnie muszle ślimaków i fragmenty muszli małżów). W skład ziaren nie wapiennych wchodzą ziarna siarki oraz intraklasty siarkowe, ilaste i gipsowe, a także pojedyncze ziarna kwarcu, rzadziej skaleni i łyszczyków oraz szczątki roślinne. Intraklasty wapienne są na ogół rozmieszczone bezładnie w tle skalnym. Tworzą nieregularne nagromadzenia. Liczniejsze nagromadzenia intraklastów mogą wykazywać uziarnienie o rozkładzie normalnym, rzadziej odwróconym, widocznym w interwałach o miąższościach do kilkunastu centymetrów. Częściej tworzą one wkładki, których miąższość nie przekracza kilku centymetrów. Kształty intraklastów wapiennych w przekrojach poprzecznych są nieregularne, często wydłużone lub okrągławe. Wielkość intraklastów wapiennych zmienia się od poniżej 1 mm do kilku centymetrów, przy czym najczęściej nie przekracza 1 cm. Dominują intraklasty kanciaste. Miejscami krawędzie intraklastów są zaokrąglone. Intraklasty wapienne są laminowane lub smugowane substancją ilastą, rzadziej siarką, lub są pozbawione laminacji i smug. Orientacja laminacji intraklastów jest bezładna i często nie nawiązuje do stratyfikacji tła skalnego. Wyjątek stanowią niekiedy laminowane intraklasty wydłużone, których ułożenie jest zgodne z ogólną stratyfikacją utworów. Peloidy są ziarnami ciemnymi, owalnymi lub elipsoidalnymi o dłuższej osi do 0,2 mm i krótszej do 0,01 mm. Zbudowane są z kryptokrystalicznego węglanu wapnia (mikrytu). Ich granice z osadem otaczającym mogą być wyraźne lub niewyraźne. Peloidy są rozmieszczone bezładnie w mikrytowo-sparytowym tle skalnym lub tworzą smugi. Peloidy budują często nieregularne ziarna agregacyjne o średnicach do 0,4 mm. W facjach płonnych, zwykle uległych w zmiennym stopniu skrasowieniu i cementacji, pojedyncze drobne i owalne peloidy występują również w cementach kalcytowych. Bioklasty przypominające kształtem muszle ślimaków występują lokalnie w otworze Międzywodzie 119 w wapieniach stropu serii chemicznej. Osiągają wielkość do 0,5 mm i są wypełnione mikrytem i/lub sparytem. Fragmenty, prawdopodobnie muszli małżów stwierdzono natomiast w utworach serii chemicznej lokalnie, w 59.

(61) otworach Mucharzów 150 i Mucharzów 151. Występują one w marglach w najwyższej oraz w środkowej części profilu tych utworów. Są one jasnoszare lub białe, o wielkości do 0,7 cm. Ziarna siarki są zbudowane z siarki zbitej. Budują je kryształy o mikrytowej wielkości z domieszką kalcytu i minerałów ilastych. Ziarna te mają kształty okrągłe, elipsoidalne lub nieregularne z ostrymi granicami z otaczającym je tłem skalnym. W przypadku osiarkowania typu rozproszonego, ziarna siarki rodzimej mają niekiedy kontury postrzępione i przerastają się nieregularnie z tłem wapiennym. Ich barwa w przekroju poprzecznym jest jasnożółta lub żółta w centralnej części ziarna i jasnożółta przy obrzeżach. Średnica ziaren siarkowych nie przekracza najczęściej 0,5 cm. Miejscami obserwuje się dość jednorodne i owalne ziarna o średnicach do 1,5 cm (tabl. 1d). Intraklasty siarkowe są obecne często w utworach ilastych, zailonych oraz wapiennych. Tworzą ziarna nieregularne, elipsoidalne lub częściowo kanciaste o wielkościach nie przekraczających najczęściej 1 cm, a niekiedy powyżej 3 cm. Intraklasty siarkowe są zbudowane z siarki zbitej lub pylastej lub są typu mieszanego, częściowo zlityfikowane. Ich kontury ze skałą otaczającą są ostre, podkreślone barwą jasnożółtą lub żółtą. Intraklasty zbudowane z siarki zbitej są często wydłużone, owalne lub nieregularne (tabl. 4f, g). Na ich powierzchniach obserwuje się deformacje kompakcyjne w postaci wygięć, spłaszczeń lub spękań. Intraklasty ilaste są charakterystyczne dla iło-mułowców. Są bezładnie rozmieszczone w tle skalnym ilastym i marglistym. Intraklasty te są nieregularne i kanciaste, o wielkości nie przekraczającej najczęściej 1 cm. Lokalnie, osiągają wielkość do kilku centymetrów. Są zbudowane z iłu z domieszką węglanu wapnia i odznaczają się różnym stopniem lityfikacji. Ich barwa zmienia się od czarnej do ciemnoszarej. Intraklasty ilaste mogą być pozbawione laminacji i smug lub są laminowane i smugowane czarną substancją ilastą. Orientacja lamin w intraklastach jest zmienna względem stratyfikacji utworów w których występują. Drobne ziarna ilaste o naturze detrytycznej są widoczne również w płytkach cienkich w smugach bardziej ilastych. Ziarna kwarcu występują rzadko w badanych utworach. Ziarna te są stwierdzone makroskopowo, jak również są widoczne w płytkach cienkich. Ziarna kwarcu makroskopowego występują w dwóch otworach (Lipnik 53 i Dymitrów Mały 103) z pola złożowego Osiek, przy jego północno-wschodniej granicy oraz na południe od pola Osiek, przy jego granicy (Łęg 86) (fig. 4). Większe koncentracje ziaren kwarcu 60.

(62) obserwuje się w dolnej części profilu serii chemicznej, chociaż spotykane są również w jej wyższych częściach. Rozproszone ziarna kwarcu są widoczne w iło-mułowcach, mułkach wapiennych oraz sporadycznie w wapieniach facji rudstone (fig. 18, 20, 28). Najczęściej występują one w iło-mułowcach oraz w smugach i laminach ilastych. Ziarnom kwarcu towarzyszą zwykle fragmenty uwęglonych roślin, a niekiedy skalenie i łyszczyki oraz intraklasty ilaste, siarkowe i wapienne. Ziarna kwarcu mogą występować na różnych głębokościach w pojedynczych otworach. Względnie licznie występują one w otworze Lipnik 53 (fig. 20). Lokalnie, jak w otworze Łęg 86, ziarna kwarcu tworzą luźne i nieostre nagromadzenia o miąższości do 10 cm. W tych nagromadzeniach dominują jasnoszare ziarna okrągłe o średnicach do 0,5 cm i powierzchniach gładkich lub lekko nierównych. Miejscami, kształty ziaren są elipsoidalne o dłuższej osi do 2 cm i krótszej do 1 cm. W masie wapiennej, w szczególności o zwiększonej domieszcze ilastej, ziarnom kwarcu towarzyszą miejscami pojedyncze i przeważnie nieobtoczone ziarna skaleni i łyszczyków o wielkości do 0,25 mm. Intraklasty gipsowe występują najczęściej w iło-mułowcach i wapieniach facji rudstone w pobliżu utworów siarczanowych w środkowych i niższych częściach profilu serii chemicznej (fig. 8, 21, 39). Są one rozproszone w tle skalnym lub kontaktują ze sobą w przypadku większych nagromadzeń. Ich ułożenie jest chaotyczne, o czym świadczą rozmaite kierunki osi krystalograficznych pojedynczych kryształów. Intraklasty gipsowe występują pojedynczo, a miejscami w mniej lub bardziej wyraźnych smugach. Kształty intraklastów gipsowych są kanciaste, tabliczkowe, słupkowe lub nieregularne, ostro zarysowane. Mają zmienną wielkość i mogą być wydłużone do 3 cm, przy szerokości do 1 cm. W intraklastach gipsowych są widoczne makroskopowo niewyraźne smugi ilaste lub laminacje proste. Intraklasty gipsowe nie wykazują zmian strukturalnych. Towarzyszą im często intraklasty wapienne, ilaste i siarkowe. 5.2. Fazy mineralne Głównymi fazami mineralnymi w badanych utworach jest kalcyt, siarka rodzima oraz minerały ilaste. Podrzędnie występują celestyn, gips oraz piryt. Baryt jest obserwowany bardzo rzadko, a reliktów aragonitu i dolomitu nie stwierdzono. Badania dyfrakcyjne wapieni siarkonośnych nie wykazały obecności dolomitu (Pawłowski i in., 61.