Charakterystyka sedymentologiczna górnej czêœci warstw szyd³óweckich
Aleksandra Vierek
1Sedimentology of the upper part of the Szyd³ówek Beds. Prz. Geol., 56: 848–856.
A b s t r a c t. The Givetian to Frasnian boundary interval in the N part of the Kielce region (Holy Cross Mts.) con-sists of dark-coloured shales, marls and micritic limestones defined as Szyd³ówek Beds. The upper parts of the Szyd³ówek Beds are well exposed in the Kostom³oty-Mogi³ki and Górno-Józefka quarries. These sections are situ-ated in Kostom³oty transitional facies zone between the shallow-water carbonate platform and the deeper £ysogóry basin. The uppermost parts of the Szyd³ówek Beds comprise many fine-grained intercalations: laminated calcisiltites, calcarenites, calcirudites and coquinas beds.
The shales, marls and micritic limestones are hemipelagic deposits of deep, quiet and oxygen-depleted basin, whereas grained limestones correspond with shallower water and higher energy environment. Laminated calcisiltites and finer calcarenites originated in the environment below storm wave base and are interpreted as surge-like turbidity flows deposits. Thicker calcarenites, calcirudites, and coquinas beds were deposited about storm wave base and are interpreted as tempestites.
Keywords: Holy Cross Mountains, Frasnian, carbonates, storm deposits, surge-like turbidity flows
Profil franu zachodniej i centralnej czêœci Gór Œwiêto-krzyskich wype³niaj¹ charakterystycznie wykszta³cone warstwy szyd³óweckie i kostom³ockie. Nazwy „warstwy szyd³óweckie” po raz pierwszy u¿y³ Gürich (1896), w nie-mieckim wówczas brzmieniu Stinkalke von Szyd³ówek. W jêzyku polskim wprowadzi³ j¹ Sobolew (1909), opisuj¹c wyraŸnie wyodrêbniaj¹cy siê pakiet prze³awicaj¹cych siê ciemnych wapieni marglistych i ³upków. Kompleks ten, mi¹¿szoœci ok. 100 m (Malec, 2003), jest podœcielony dolomitami i warstwami biostromalno-marglistymi Lasko-wej Góry, w stropie zaœ graniczy z ziarnistymi wapieniami górnego dewonu, okreœlanymi jako warstwy kostom³ockie (Szulczewski, 1981).
Dolna i najwy¿sza czêœæ warstw szyd³óweckich jest zbudowana z wapieni mikrytowych i, sporadycznie, bio-klastycznych, na podstawie których wydzielono trzy kom-pleksy (set A-C wg Rackiego i in., 1985; Rackiego & Bultyncka, 1993). Œrodkowy kompleks to monotonne prze³awicenia ³upków i wapieni marglistych z horyzontami septariowymi i skorupami wielkich ramienionogów. W dol-nej czêœci wystêpuj¹ powszechnie stylioliny, ramieniono-gi, szcz¹tki krynoidów i trylobitów. Górna czêœæ zawiera skamienia³oœci mocno pokruszone i zniszczone. W naj-wy¿szej czêœci profilu Racki i in. (1985; 2004) wydzielili dwa charakterystyczne poziomy: goniatytowy i styliolino-wy. Ich obecnoœæ, potwierdzona badaniami geochemiczny-mi, sugeruje œrodowisko mocno zubo¿one w tlen.
Œrodkowa, uboga w konodonty czêœæ warstw szyd³ó-weckich wyznacza granicê ¿ywet-fran (Racki, 1985). Ich górna czêœæ le¿y ju¿ w dolnym — zona transitans z Ancy-rodella priamosica i œrodkowym franie — zona punctata z Ancyrodella gigas (Racki i in., 2004).
Warstwy szyd³óweckie ³¹czy z kostom³ockimi stopnio-we przejœcie poprzez nikn¹ce wk³adki ciemnych ³upków i wapieni marglistych do pojawiaj¹cych siê wapieni lami-nowanych i ziarnistych. Pierwsza wyraŸna i gruba (~0,5 m wg Rackiego i in., 1985; Rackiego & Bultyncka, 1993) warstwa kalcyrudytu definiuje strop i sp¹g granicznych jednostek.
Lokalizacja obszaru badañ, cel i metodyka badañ Badania prowadzono w dwóch ods³oniêciach: w nie-czynnym kamienio³omie Kostom³oty-Mogi³ki oraz w czyn-nym wyrobisku Józefka w Górnie (ryc. 1).
Kostom³oty le¿¹ w pó³nocno-zachodniej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich, kilka kilometrów na pó³nocny zachód od Kielc. Kamienio³om Mogi³ki ods³ania wschodni¹ stronê Wzgórz Kostom³ockich. Du¿y, czynny kamienio³om na wzgórzach Józefka le¿y bli¿ej centralnej czêœæ Gór Œwiêto-krzyskich, ok. 1,4 km na po³udnie od Górna.
Pod wzglêdem paleogeograficznym obydwa ods³oniêcia zajmuj¹ miejsce w kostom³ockiej strefie przejœciowej miê-dzy p³ytkowodn¹, stromatoporoidowo-koralow¹ platform¹ kieleck¹ a g³êbszym basenem ³ysogórskim. Ten przejœciowy, kostom³ocko-³ysogórski basen reprezentuje niewielk¹ czêœæ zatopionego szelfu Laurazji, utworzonego w póŸnym eiflu w wyniku pog³êbiania zbiornika. Warstwy szyd³óweckie s¹ przyk³adem depozycji hemipelagicznej w wodach zubo¿onych w tlen i sporadycznie zasilanej w detrytus bioklastyczny zniesiony z s¹siedniej kieleckiej platformy wêglanowej (Racki, 1993; Racki & Bultynck, 1993).
Stratygrafia warstw szyd³óweckich i kostom³ockich (m.in. Szulczewski, 1981; Racki, 1985; Racki i in., 1985; Racki & Bultynck, 1993; Pisarzowska i in., 2006), ich tek-tonika (Salwa, 2007), niezwyk³e bogactwo i ró¿norodnoœæ skamienia³oœci (np. Nowiñski, 1992; Racki & Soboñ-Pod-górska, 1992; Racki, 1993) oraz charakterystyka geoche-miczna (Racki i in., 2004) od wielu lat s¹ przedmiotem badañ i dyskusji, prowadzonych na ³amach czasopism o za-siêgu ogólnopolskim i szerszym. W tej sytuacji dok³adna analiza sedymentologiczna i mikrofacjalna charaktery-stycznie wykszta³conej górnej czêœci warstw szyd³ówec-kich uzupe³ni i podsumuje opis tej jednostki. Dodatkowo na podstawie wyników badañ sedymentologicznych spró-bowano okreœliæ genezê i mechanizm transportu wapieni ziarnistych pojawiaj¹cych siê w górnej czêœci warstw szyd³óweckich.
W trakcie badañ polowych wykonano dwa profile lito-logiczne (o d³ugoœci 9,3 m oraz 14 m — ryc. 2) najwy¿szej czêœci warstw szyd³óweckich oraz pobrano charaktery-styczne próbki skalne, z których wykonano zg³ady i p³ytki cienkie ma³o- (2,5´5,5 cm) i wielkoformatowe (5,5´8,0 cm). Analizê mikrofacjaln¹ przeprowadzono wed³ug klasyfikacji i nomenklatury Folka (1959; 1962) oraz Dunhama (1962).
1
Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñska 60, 41-200 Sosnowiec; aleksandra.vierek@us.edu.pl
Kostom³oty-Mogi³ki
W ods³oniêciu jest widoczna górna czêœæ warstw szyd³óweckich zbudowanych z monotonnych prze³awiceñ ciemnych ³upków marglistych i wapieni mikrytowych oraz gruz³owych (ryc. 2), w wiêkszoœci mocno zaburzonych tektonicznie. Ku stropowi kompleksu mi¹¿szoœæ i iloœæ ³upków marglistych i wapieni mikrytowych stopniowo siê zmniejsza. Pojawiaj¹ siê wapienie mikrytowe, pocz¹tkowo z niewyraŸnymi smugami, przeobra¿aj¹cymi siê w lamina-cjê poziom¹ (warstwa nr 7), nastêpnie drobne kalkarenity (warstwa nr 12) przechodz¹ce w kalcyrudyty (warstwa nr 42).
Laminowane kalcysiltyty
Opis: cienko- i œrednio³awicowe (5–20 cm), poziomo laminowane, niekiedy lekko bitumiczne wapienie mikryto-we charakteryzuj¹ce siê prostymi i wyraŸnymi powierzch-niami granicznymi (ryc. 3A). Zbudowane s¹ z warstewek o przeciêtnej gruboœci 2–5 mm i o ró¿nych wzajemnych proporcjach nastêpuj¹cych sk³adników: szkielety styliolin, peloidy, pokruszony detrytus bioklastów (g³ównie ramie-nionogi, krynoidy, trylobity), kalcysfery i wapienno-ilaste, mikrytowe t³o skalne. Najczêœciej nastêpstwo lamin jest zwi¹zane ze wzbogacaniem w peloidy i bioklasty (laminy biopelsparytowe — pakston) lub przeciwnie, w materia³
najdrobniejszy (laminy mikrytowe — madston). Niekiedy brak jest najdrobniejszych frakcji mikrytowych i wówczas laminacja jest efektem prze³awicania cienkich lamin pel-sparytowych i grubszych biopelpel-sparytowych. W obrazie p³ytki cienkiej widaæ pojedyncze stylolity (ryc. 3B).
Interpretacja: laminacja pozioma najczêœciej jest zwi¹zana z 1) szybk¹ depozycj¹ w warunkach s³abn¹cej energii œrodowiska, 2) opadaniem z zawiesiny, 3) dzia-³alnoœci¹ falowania. Mu³y lub drobniejsze piaski wêglano-we podniesione z dna przez impuls pocz¹tkowy (np. sztorm lub wstrz¹s sejsmiczny) tworz¹ zawiesinê sp³ywaj¹c¹ w dó³ po stoku. Wówczas cienkie laminy mog¹ reprezento-waæ koñcowy produkt dennych sp³ywów grawitacyjnych, takich jak pr¹dy turbidytowe (Stow & Bowen, 1978; Kalvoda i in., 1999; Bábek i in., 2007) lub dystalne tempe-styty deponowane w czasie s³abn¹cych sztormów, kiedy pr¹dy generowane falowo ju¿ nie docieraj¹ do dna (np. Reineck & Singh, 1972; Lee & Kim, 1992). Reasumuj¹c, œrodowisko depozycji tych wapieni by³o oddalone od brze-gu, niew¹tpliwie poni¿ej dolnego zasiêgu fal sztormowych (por. Albani i in., 2005).
Kalkarenity
Opis: cienko- i œrednio³awicowe wapienie (5–38 cm), czêsto uziarnione frakcjonalnie. Ku stropowi gradacja prze-chodzi w laminacjê poziom¹ lub falist¹, niekiedy widaæ
ANTYKLINA DYMIÑSKA DYMINY ANTICLINE CHÊCINY ANTICLINE ANTYKLINA CHÊCIÑSKA SYNKLINA KIELECKA KIELCE SYNCLINE ANTYKLINA £YSOGÓRSKA £YSOGÓR Y ANTICLINE Kostom³oty Wietrznia Górno Kielce 0 10km dolny paleozoik Lower Paleozoic
dolny i œrodkowy dewon
Lower and Middle Devonian
górny dewon Upper Devonian karbon Carboniferous pokrywa powaryscyjska post-Variscan cover 1 2 3 4 5km 0
A
p³ytkowodna facja wêglanowa
shallow water carbonate facies
basen œródszelfowy, facja wêglanowa
intrashelf basin, carbonate facies
basen œródszelfowy, facja marglista
intrashelf basin, marly facies
B
Góry ŒwiêtokrzyskieHoly Cross Mountains
54 50’°
49 00’°
14 07’° 24 09’°
Ryc. 1. Lokalizacja badanych ods³oniêæ na tle: A — mapy geologicznej zachodniej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich (wg Szulczew-skiego, 1971); B — paleogeografii ¿ywetu i franu Gór Œwiêtokrzyskich (wg Rackiego, 1993)
Fig. 1. Location of the Kostom³oty and Górno quarries studied against (A) geological map of the western Holy Cross Mts. (after Szulczewski, 1971) and (B) paleogeographic pattern of the Givetian to Frasnian of Holy Cross Mts. (after Racki, 1993)
asymetryczne, ma³oskalowe war-stwowanie kopu³owe (por. Myrow i in., 2002). Górna powierzchnia warstwy jest najczêœciej undulo-wana. Sp¹g jest erozyjny i ma zró¿nicowany relief — p³aski, lekko falisty lub z wyraŸnymi v-kszta³tnymi depresjami (ryc. 4A, B). S¹ to umiarkowanie wysortowane pakstony i grainsto-ny. T³o skalne, w zdecydowanej wiêkszoœci zrekrystalizowane, jest zbudowane z mikrosparu lub sparytu. Sk³adniki ziarniste s¹ reprezentowane przez ró¿n¹ iloœæ peloidów i grudek agregacyjnych (od 25% do 75% w poszczegól-nych próbach), pojedyncze, s³abo obtoczone, drobne (do 1–2 mm) jednorodnie mikrytowe intrakla-sty oraz detrytus ramienionogów, szkar³upni, pojedyncze stylioliny i rzadkie kalcysfery.
Czêœæ alochemów, podobnie jak i t³o skalne, uleg³a rekrystali-zacji. W porach i spêkaniach jest obecny grubokrystaliczny cement mozaikowy. Granice miêdzy kry-szta³ami s¹ proste lub rzadziej suturowe. W tle s¹ widoczne pojedyncze, nieregularne styloli-ty (sensu Flügel, 2004, s. 319). W stropowej czêœci pojawia siê laminacja, wynikaj¹ca z segrega-cji materia³u ziarnistego w laminki pelsparytowe i grubsze, kilku-milimetrowe laminy biopelspary-towe.
Interpretacja: gradacja ziaren i erozyjna podstawa wskazuj¹ na zdarzeniowy typ depozycji. Widoczne struktury denne oraz warstwowanie kopu³owe s¹ uzna-wane w literaturze za diagnosty-czne cechy osadów sztormowych (np. Kreisa, 1981; Aigner, 1985; Wright, 1986; Monaco, 1992). Niewielka mi¹¿szoœæ ³awic kal-karenitowych, drobne ziarno oraz brak amalgamacji sugeruj¹ dy-staln¹ sztormow¹ depozycjê (czy-li tempestyty dystalne) poni¿ej sztormowej podstawy falowania. Zdarzenia sztormowe mog³y rów-nie¿ zapocz¹tkowaæ gêste, turbu-lentne sp³ywy (por. Kreisa, 1981; Bábek i in., 2007), których efek-tem jest depozycja z zawiesiny w g³êbszych wodach i powstanie kalcyturbidytów (tu: p³aski, ero-zyjny sp¹g, gradacja, laminacja pozioma). 6 15 7 8 25 9 40 32 12 14 15 1 32 38 2 3 30 4 5 16 17 25 21 18 22 25 23 27 24 25 27 15 26 20 30 80 32 15 33 ? ? ? GÓRNO-JÓZEFKA a b c a b c 70 67 66 57 55 50 44 42 38 46 20 21 32 23 21 16 38 18 12 10 9 20 7 34 31 17 33 18 5 16 3 16 1 14 24 38 22 23 22 16 10 -5 15 -9 28 KOSTOM£OTY-MOGI£KI 61 47 warstwowanie kopu³owe hummocky cross-stratification wapieñ mikrytowy micritic limestone ³upek shales wapieñ gruz³owy nodular limestone kalkarenit calcarenites kalcyrudyt calcirudites wapieñ krynoidowy crinoidal limestone muszlowiec coquinas amalgamacja amalgamation laminacja pozioma planar lamination uziarnienie normalne normal grading laminacja falista wavy lamination uziarnienie odwrócone inverse grading 0 100 cm ma³oskalowe cykle sp³ycaj¹ce siê ku górze
small-scale shallowing-upward cycles
a–numer warstwy bed number – mi¹¿szoœæ warstwy [cm] bed thickness [cm] b –litologia lithology c W ARSTWY SZYD£ÓWECKIE SZYD£ÓWEK BEDS W ARSTWY KOSTOM£OCKIE KOSTOM£OTY BEDS W ARSTWY SZYD£ÓWECKIE SZYD£ÓWEK BEDS
Ryc. 2. Profile litologiczne górnej czêœci warstw szyd³óweckich w ods³oniêciach Kostom³oty-Mogi³ki i Górno-Józefka
Fig. 2. Lithological sections of the upper part of the Szyd³ówek Beds in the Kostom³oty- Mogi³ki and Górno-Józefka quarries
Kalcyrudyty
Opis: cienko- i œrednio³awicowe warstwy (12–32 cm) o rozproszonym szkielecie ziarnowym i z³ym wysortowa-niu, zbudowane z pó³obtoczonych i obtoczonych (0,5 wg diagramu — Krumbein & Sloss, 1963) mikrytowych intra-klastów. Klasty maj¹ kszta³t kulisty (ich wielkoœæ waha siê od kilku milimetrów do 2,0 cm) oraz wyd³u¿ony (d³u¿sza oœ dochodzi do 12 cm). Wyd³u¿one klasty s¹ u³o¿one rów-nolegle do warstwowania. Pierwsze pojawiaj¹ce siê w pro-filu kalcyrudyty (warstwa nr 42, 47) maj¹ erozyjny sp¹g z u- i v-kszta³tnymi wyraŸnymi strukturami dennymi oraz undulowany strop (ryc. 5A). Graniczna warstwa kalcy-rudytowa (nr 66) miêdzy stropem warstw szyd³óweckich a sp¹giem kostom³ockich ma wyraŸne, proste powierzch-nie dolne i górne oraz charakteryzuje siê odwrócon¹ gra-dacj¹ ziarna (ryc. 5B). Kalcyrudyty s¹ umiarkowanie wysortowanymi grainstonami i rudstonami. W grubym, mikrosparytowym i sparytowym tle skalnym „p³ywaj¹” luŸno rozmieszczone intraklasty zbudowane z mikrytu
z niewielk¹ (maks. do 10%) iloœci¹ bioklastów — styliolin, ramienionogów, pojedynczych otwornic wielokomorowych i kalcysfer. Kontakt miêdzy klastami a t³em skalnym jest najczêœciej prosty i wyraŸny, niekiedy podkreœlony szwami stylolitowymi. Zdarzaj¹ siê równie¿ klasty o „rozmytych” granicach, œwiadcz¹ce o s³abszej lityfikacji pierwotnego osadu. Poza intraklastami w tle skalnym s¹ obecne peloidy i grudki agregacyjne (10–40%) oraz bioklasty ramienio-nogów, krynoidów, stylioliny, pojedyncze klacysfery, rzadkie trylobity i zrekrystalizowany fragment mszywio³a. Sporadycznie niewielkie pozosta³oœci mikrytowego t³a s¹ przyczepione do wiêkszych szcz¹tków szkieletowych. Osad zosta³ scementowany grubym, mozaikowym kalcy-tem i by³ poddany naciskowi, o czym œwiadcz¹ nieregular-ne oraz kopu³owe stylolity (sensu Flügel, 2004, s. 319). Widoczna w obszarze p³ytki cienkiej dolna, erozyjna gra-nica ma mocno urozmaicony relief i wyraŸne struktury denne wype³nione bio- i intraklastami.
Ryc. 3. Laminowane kalcysiltyty; A — ods³oniêcie Kostom³oty-Mogi³ki; warstwa nr 9 na ryc. 2; B — poziome laminy pelsparyto-we i biopelsparytopelsparyto-we przechodz¹ ku górze w laminacjê falist¹, strza³k¹ zaznaczono szew stylolitowy; ods³oniêcie Kostom³oty-Mogi³ki, p³ytka cienka, próbka 21
Fig. 3. Laminated calcisiltites; A — Kostom³oty-Mogi³ki quarry, bed 9 in Fig. 2; B — pelsparites/biopelsparites, horizontal lamination passing into wavy lamination, an arrow indicates stylolites; Kostom³oty-Mogi³ki quarry, thin section, sample 21
Ryc. 4. £awice kalkarenitowe: A — widoczny p³aski, erozyjny sp¹g oraz uziarnienie frakcjonalne zakoñczone laminacj¹ poziom¹ prze-chodz¹c¹ w ma³oskalowe warstwowanie kopu³owe (strza³ka); Kostom³oty-Mogi³ki, warstwa 21 na ryc. 2; B — granica erozyjna z wy-raŸn¹ v-kszta³tn¹ struktur¹ denn¹ (strza³ka); Kostom³oty-Mogi³ki, warstwa 61 na ryc. 2
Fig. 4. The calcarenite beds: A — flat, erosional base, graded bedding with horizontal lamination passing into small-scale hummocky cross-stratification (arrow); Kostom³oty-Mogi³ki, bed 21 in Fig. 2; B — erosional base with distinct v-shaped depressions — gutter casts (arrow); Kostom³oty-Mogi³ki, bed 61 in Fig. 2
Interpretacja: erozyjny sp¹g z licznymi i wyraŸnymi strukturami dennymi oraz undulowany strop (warstwy nr 42, 46 i 47) pozwala wi¹zaæ te warstwy ze zdarzeniami sztormowymi. Wiêksza frakcja osadu w porównaniu z kal-karenitami sugeruje wiêksz¹ energiê i œrodowisko bli¿ej sztormowej podstawy falowania.
Z³e wysortowanie, nieregularna orientacja klastów, rozproszony szkielet ziarnowy oraz ostra podstawa i strop s¹ to cechy warstwy nr 66, zaznaczaj¹cej strop warstw szyd³óweckich, wskazuj¹ce na depozycjê typu debris-flow (Middleton & Hampton, 1976; Lash, 1984). Gruboziarni-ste, sparytowe t³o skalne nie zapewnia jednak w³aœciwej kohezji koniecznej do rozwoju tego typu sp³ywów. Dlatego w powi¹zaniu z wczeœniej opisywanymi kalkarenitami i kalcyrudytami mo¿na powstanie tej warstwy równie¿ ³¹czyæ ze zjawiskami sztormowymi. Lee i Kim (1992, tab. 1) podobnie zbudowane osady uznali za depozycjê sztormow¹, z uwagi na ostr¹ podstawê, dobre obtoczenie materia³u i bioklastyczn¹ matriks.
Górno-Józefka
Wykszta³cenie litologiczne stropowej czêœci widocz-nych tu warstw szyd³óweckich jest nieco odmienne od opisywanego wczeœniej ods³oniêcia. S¹ to rytmiczne, monotonne serie ciemnoszarych wapieni marglistych i ³up-ków o znacznej mi¹¿szoœci. Stopniowo pojawiaj¹ siê cien-kie i œrednie warstwy ziarniste: podobne jak w Mogi³kach kalkarenity i charakterystyczne, nieznane z poprzedniej odkrywki, warstwy muszlowców (ryc. 2). Wy¿ej po³o¿one warstwy wapienia mikrytowego uleg³y czêœciowej dolomi-tyzacji. Niestety, w ods³oniêciu nie zaobserwowano przej-œcia w nadleg³e warstwy kostom³ockie, m.in. z powodu prowadzonej na bie¿¹co eksploatacji, która mocno utrud-nia³a obserwacje terenowe.
Wykszta³cenie warstw kalkarenitowych nie odbiega od opisywanych wczeœniej w Mogi³kach utworów tej samej frakcji, dlatego w opisie uwzglêdniono tylko warstwy muszlowe.
Muszlowce
Opis: cienko- i œrednio³awicowe (10–32 cm) wapienie z licznie nagromadzonymi, zwykle nieuszkodzonymi sko-rupami ramienionogów i rzadziej krynoidów. Warstwy maj¹ zarówno zwarty, jak i rozproszony szkielet ziarnowy, a materia³ muszlowy, z których s¹ zbudowane, jest umiar-kowanie dobrze wysortowany i najczêœciej uziarniony frakcjonalnie. Grube, wiêksze i nieuszkodzone muszle s¹ zgromadzone przy sp¹gu, ku górze zaœ wzrasta iloœæ mate-ria³u drobniejszego i bardziej pokruszonego. Poszczególne elementy s¹ u³o¿one równolegle do warstwowania, stron¹ wypuk³¹ ku górze lub ku do³owi (ryc. 6A). Czêsto skorupy s¹ w³o¿one jedna w drug¹. W jednej tylko warstwie (nr 22) zauwa¿ono wyraŸne po³o¿enie muszli stron¹ wypuk³¹ ku do³owi (ryc. 6B). Powierzchnia sp¹gowa jest zró¿nicowa-na, od s³abo zaznaczonej przejœciowej granicy do wyraŸnie erozyjnej (ryc. 6A, B). Powierzchnie erozyjne maj¹ czêsto kilkucentymetrowe wg³êbienia wype³nione muszlami. W sp¹gu oprócz materia³u bioklastycznego pojawiaj¹ siê sporadycznie drobne, kilkumilimetrowe intraklasty. Powy-¿ej warstw muszlowców czêste s¹ interwa³y wapieni lami-nowanych poziomo lub faliœcie.
Wyró¿niono dwie mikrofacje muszlowców:
(MF1) umiarkowanie wysortowane biofloatstony
z luŸno i nieregularnie rozrzuconymi w mikrytowym tle skalnym, najczêœciej dobrze zachowanymi skorupami ramienionogów i fragmentami krynoidów. Niektóre skoru-py uleg³y rekrystalizacji i obecnie s¹ wype³nione grubym kalcytem. Grubokrystaliczny cement mozaikowy wype³nia równie¿ liczne spêkania.
(MF2) rudstony o zmiennym stopniu wysortowania
i zwartym szkielecie ziarnowym. W sk³ad alochemów wcho-dz¹ przede wszystkim skorupy ramienionogów i szcz¹tki krynoidów, rzadziej trylobity, korale, fragmenty stromato-poroidów i tubiformy. Zarówno t³o skalne, jak i bioklasty s¹ silnie zrekrystalizowane i miejscami zdolomityzowane. Z tego powodu alochemy charakteryzuj¹ siê zmiennym stopniem zachowania. Miêdzy ca³ymi, niezmienionymi szcz¹tkami szkieletowymi pojawiaj¹ siê muszle i ich frag-menty, z których pozosta³ zarys pierwotnej struktury
Ryc. 5. £awice kalcyrudytowe: A — erozyjny sp¹g o mocno zró¿nicowanym reliefie z licznymi strukturami dennym (strza³ki) oraz charakterystycznie undulowany strop; Kostom³oty-Mogi³ki, warstwa 47 na ryc. 2; B — graniczna ³awica miêdzy warstwami szyd³óweckimi i kostom³ockimi z widocznym rozproszonym szkieletem ziarnowym i odwrócon¹ gradacj¹; Kostom³oty-Mogi³ki, war-stwa 66 na ryc. 2
Fig. 5. The calcirudite beds: A — erosional base with numerous depressions (arrows) and undulating top; Kostom³oty-Mogi³ki, bed 47 in Fig. 2; B — boundary layer between Szyd³ówek and Kostom³oty Beds, with the matrix-supported fabric and inverse grading; Kostom³oty-Mogi³ki, bed 66 in Fig. 2
wype³niony grubym kalcytem b¹dŸ z rozpoczêtym pro-cesem dolomityzacji. Procesy diagenezy s¹ podkreœlone równie¿ przez stylolityzacjê, miejscami bardzo wyraŸn¹ i intensywn¹. Najczêœciej s¹ to stylolity p³askie i kopu³owe (sensu Flügel, 2004, s. 319). W tle skalnym znaleziono struktury geopetalne i nieliczne bioturbacje. Miejscami, w stropowej czêœci jest widoczna s³abo zaznaczaj¹ca siê laminacja falista, wynikaj¹ca ze zmiany wielkoœci biokla-stów oraz kryszta³ów t³a skalnego.
Interpretacja: Opisywane warstwy muszlowców maj¹ odmienne pochodzenie. Erozyjna podstawa ze strukturami dennymi, uziarnienie, przykrycie stropu laminowanym interwa³em oraz obecnoœæ fauny ramienionogowo-kryno-idowej s¹ to cechy œwiadcz¹ce o depozycji sztormowej. Nale¿y podkreœliæ równie¿ zachowanie ca³ych, nieznisz-czonych muszli, co wed³ug Kreisy (1981) jest charaktery-styczn¹ cech¹ osadów sztormów. Jednoczeœnie u³o¿enie muszli w pozycjach niestabilnych (stron¹ wypuk³¹ ku do³owi) jest prawdopodobnie efektem krótkotrwa³ego przemycia przez silne fale b¹dŸ pr¹dy denne i szybkiej depozycji w obni¿eniach na dnie basenu sedymentacyjne-go. W œrodowisko g³êbszego szelfu, poni¿ej sztormowej podstawy falowania, dociera³a jedynie zawiesina genero-wana sztormowo, delikatnie grzebi¹ca materia³ muszlowy. Utworzy³y siê wówczas warstwy z niejednoznacznymi dla tempestytów cechami, takimi jak niewyraŸny sp¹g, brak gradacji oraz stabilne u³o¿enie muszli stron¹ wypuk³¹ do góry (por. Kreisa, 1981; Krobicki, 1995).
Dyskusja
£upki oraz wapienie margliste i mikrytowe pochodz¹ z powolnej, miejscowej sedymentacji. Ciemna barwa i brak struktur sedymentacyjnych œwiadcz¹ o bardzo niskoener-getycznej depozycji na dnie morza, poni¿ej sztormowej podstawy falowania, w wodach s³abo natlenionych. Stop-niowy wzrost udzia³u wapieni oraz zwiêkszaj¹ca siê ku górze profilu frakcja tych ska³ sugeruj¹ wzrost energii œro-dowiska i sp³ycanie basenu sedymentacyjnego (Handford, 1986). Charakterystyczn¹ cech¹ jest zmniejszanie mi¹¿-szoœci ³upków i wapieni marglistych ku górze profilu.
W badanych profilach wydzielono po trzy ma³oskalo-we cykle sp³ycaj¹ce siê ku górze zbudowane z ³upków
i wapieni mikrytowych (sporadyczne gruz³owych) oraz wapieni ziarnistych (ryc. 2). W ods³oniêciu Józefka ma³oskalowe cykle ³¹cz¹ siê w jeden cykl œrednioskalowy (sensu Vera & Molina, 1998). Takie sekwencje rozwiniête w facjach g³êbokowodnych (opisywane w wielu pracach, np. Kreisa, 1981; Markello & Read, 1981; Aigner, 1985; Lee & Kim, 1992; Chen & Tucker, 2003) wskazuj¹ na sp³ycaj¹ce siê œrodowisko, obni¿enie podstawy falowania oraz znaczny wzrost energii, byæ mo¿e z powodu aktywno-œci sztormowej. Rozpoznane w badanych ods³oniêciach ma³oskalowe cykle nie reprezentuj¹ klasycznej stratygrafii sekwencji, ale s¹ odpowiedzi¹ na lokalne wahania pozio-mu morza w œrodkowym franie. Ich obecnoœæ zdaje siê potwierdzaæ wczeœniejsze sugestie dotycz¹ce zagadkowe-go sp³ycenia zarówno w pó³nocnej, jak i po³udniowej czê-œci strefy kostom³ockiej oko³o najwczeœniejszej doby gigas (m.in. Ma³kowski, 1981; Szulczewski, 1981; Racki i in., 1985; Racki, 1991). WyraŸna zmiana z sedymentacji pelagicznej w bardziej p³ytkowodn¹ mog³a siê odbywaæ z udzia³em ruchów blokowych o charakterze synsedymen-tacyjnym. Aktywnoœæ tektoniczna panuj¹ca w dewonie wskazuje na mo¿liwoœæ takiej interpretacji, a okreœlenie przedzia³u wiekowego przypuszczalnych epizodów tekto-nicznych na podstawie konodontów (m.in. Racki & Nar-kiewicz, 2000) datowane jest na wczesny fran (doba transitans i punctata).
Cechy sedymentacyjne rozpoznane w badanych wapie-niach ziarnistych sugeruj¹ dwa typy depozycji: tempestyty lub turbidyty. Wed³ug Seilachera (1980) kryteria diagno-styczne dla ka¿dego typu depozycji s¹ wyraŸne i jedno-znaczne tylko w œrodowiskach modelowych. Natomiast w œrodowiskach przejœciowych ró¿ne procesy i interakcje miêdzy nimi generuj¹ depozycjê, której efektem s¹ osady o wymieszanych i mocno niejednoznacznych cechach sedymentacyjnych. Kostom³ocka strefa przejœciowa, w której s¹ po³o¿one omawiane ods³oniêcia, le¿y miêdzy p³ytko-wodn¹ platform¹ wêglanow¹ (dominuj¹ warunki sztormo-we) a g³êbszym basenem ³ysogórskim (na sk³onie dominuj¹ sp³ywy grawitacyjne). Ponadto, jak podkreœlaj¹ inni autorzy (m.in. Norris, 1986; Zuschin i in., 2005), zró¿nicowana historia i ró¿norodna tafocenoza odbijaj¹ siê w facji osado-wej i powoduje, ¿e np. warstwy muszlowe tego samego typu
Ryc. 6. Warstwy muszlowe — Górno-Józefka: A — skorupy ramienionogów u³o¿one w pozycjach stabilnych i niestabilnych, strza³k¹ zaznaczona granica erozyjna z u-kszta³tn¹ struktur¹ denn¹; warstwa 18 na ryc. 2; B — niewyraŸny sp¹g, zwarty szkielet ziarno-wy i muszle u³o¿one w pozycjach niestabilnych, stron¹ ziarno-wypuk³¹ ku do³owi; warstwa 22 na ryc. 2
Fig. 6. Coquina beds — Górno-Józefka: A — brachiopod shells in stable and unstable positions, arrow indicates erosional base with u-shaped depressions, bed 18 in Fig. 2; B — indistinct base, grain-supported fabric and shells in unstable (convex-down) position, bed 22 in fig. 2
(tempestyty) s¹ bardzo urozmaicone pod wzglêdem kszta³tu, stopnia obtoczenia i wysortowania alochemów.
Kilkukrotne, pionowe zmiany frakcji osadów od siltytów do rudytów, stopnia wysortowania i obtoczenia materia³u osadowego oraz zachowania bioklastów mog¹ odpowiadaæ wahaniom warunków hydrodynamicznych i sugerowaæ zmienn¹ energiê oraz zró¿nicowan¹ d³ugoœæ i si³ê transpor-tu (por. Zuschin i in., 2005). W czasie sztormu energia wia-tru jest przenoszona na powierzchniê wody i wzbudza intensywne falowanie i pr¹dy oscylacyjne. Wywo³ana przez nie turbulencja wody maleje wraz z g³êbokoœci¹ i oddale-niem od brzegu. Ponadto aktywnoœæ sztormowa czêsto ini-cjuje sp³ywy grawitacyjne, które przemieszczaj¹ materia³ osadowy daleko w g³¹b basenu, poni¿ej sztormowej pod-stawy falowania. Dodatkowo sytuacjê mo¿e zmieniaæ rodzaj pod³o¿a, morfologia basenu i wynikaj¹ca z tego zró¿nico-wana g³êbokoœæ wody. To wszystko powoduje depozycjê osadów zwi¹zanych z dzia³alnoœci¹ sztormow¹, ale o ró¿-nych strukturach i teksturach sedymentacyjró¿-nych.
Charakterystyczn¹ cech¹ badanych utworów s¹ sp¹gowe powierzchnie erozyjne z wyraŸnymi, kilkucentymetrowej g³êbokoœci strukturami dennymi. Takie powierzchnie s¹ wi¹zane zazwyczaj z silnym przemyciem i selektywn¹ ero-zj¹ kohezyjnego osadu przez pr¹dy o wysokiej prêdkoœci. Odpowiedni¹ prêdkoœæ i energiê wywo³uje aktywnoœæ sztormowa, dlatego struktury te s¹ ³¹czone g³ównie ze œro-dowiskiem powy¿ej sztormowej podstawy falowania i czê-sto przyjmowane jako wskaŸnik sekwencji sp³ycaj¹cych siê ku górze (Kreisa, 1981; Aigner, 1985). Nie mniej jed-nak w literaturze s¹ opisane podobne powierzchnie denne utworzone przez tzw. z³o¿one falowanie (ang. combined flow) wywo³ane intensywn¹ turbulencj¹ sztormow¹, a siê-gaj¹ce nieco poni¿ej sztormowej podstawy falowania (Lee & Kim, 1992). Pr¹dy sztormowe s¹ wyj¹tkowo efektyw-nym czynnikiem eroduj¹cym, wywieraj¹cym zdecydowa-nie wiêkszy nacisk na dno ni¿ inne jednokierunkowe pr¹dy o podobnej wielkoœci (Madsen, 1976). Wed³ug Lee i Kima (1992) z³o¿one falowanie jest w znacznie wiêkszym stop-niu odpowiedzialne za transport materia³u na szelfie ni¿ sp³ywy grawitacyjne. Posztormowe procesy redeponuj¹ materia³ osadowy w g³êbsze czêœci basenu, wywo³uj¹c m.in. pr¹dy zawiesinowe. Jednak¿e pr¹dy te nie s¹ silnym czynnikiem eroduj¹cym (Meischner, 1964), st¹d turbidyty wapienne zazwyczaj cechuje obecnoœæ ostrej, ale p³askiej dolnej granicy (równie¿ obserwowanej w badanych wê-glanach).
Kolejn¹ wa¿n¹ cech¹ jest undulowany strop oraz spora-dycznie wystêpuj¹ce ma³oskalowe warstwowanie kopu-³owe. Typowe warstwowanie kopu³owe (por. Duke, 1985; Handford, 1986; Schieber, 1994) jest struktur¹ diagno-styczn¹ dla osadów p³ytkowodnych (~20 m) powsta³ych pod wp³ywem fal sztormowych miêdzy normaln¹ a sztor-mow¹ podstaw¹ falowania. Widoczna w badanych osadach laminacja falista, przechodz¹ca miejscami w ma³oskalowe warstwowanie kopu³owe, oraz undulowany strop osadów s¹ przypisywane dzia³aniu ruchów oscylacyjnych wywo³anych przez sztorm. Ruchy dzia³aj¹ na osady nieco poni¿ej sztor-mowej podstawy falowania. Opisane struktury mog¹ byæ interpretowane jako efekt dystalnej depozycji sztormowej.
Inne pr¹dy przep³ywaj¹ce w g³êbszych wodach (np. pr¹dy konturowe, p³ywowe, fale wewnêtrzne czy tsunami) przerabiaj¹ i przemywaj¹ wczeœniej z³o¿one osady, ale nie s¹ mechanizmem generuj¹cym warstwowanie kopu³owe (Stow & Lovell, 1979; Kuipers & Duin, 1986 [w:] Prave & Duke, 1990). Prave i Duke (1990) opisali ma³oskalowe
warstwowanie kopu³owe w wêglanowych turbidytach, wystêpuj¹ce miêdzy poziomo laminowanymi interwa³ami w warstwach zakoñczonych p³askim stropem. Ich obec-noœæ wi¹zali z „uwiêzieniem” zawiesiny miêdzy cienkimi, gêstymi pr¹dami dennymi a grubszymi i bardziej rozrze-dzonymi pr¹dami p³yn¹cymi powy¿ej w fazie tworzenia form antydiunowych, sugeruj¹c z³o¿on¹ genezê oraz brak powi¹zañ z jakimkolwiek specyficznym œrodowiskiem czy warunkami hydrodynamicznymi. Nieco odmienny charak-ter badanych struktur (m.in. undulowany strop oraz brak laminacji poziomej nad warstwowaniem kopu³owym) wyklucza jednak ten model i sugeruje mechanizm ruchów oscylacyjnych.
Obecnoœæ pozosta³ych struktur sedymentacyjnych równie¿ mo¿na wyt³umaczyæ dzia³alnoœci¹ sp³ywów in-dukowanych sztormowo. Powy¿ej podstawy przemycia, z rozrzedzonej sztormowej zawiesiny, w warunkach s³abn¹cej energii powstawa³o uziarnienie frakcjonalne. Po ustaniu gwa³townych wiatrów, pod wp³ywem dzia³ania pr¹dów dennych tworzy³y siê interwa³y laminowanych kalcysiltytów. Ma³a zawartoœæ najdrobniejszych frakcji (mikrytowych) œwiadczy o procesie wymywania przez dzia³aj¹ce fale b¹dŸ pr¹dy denne. Z kolei najkorzystniejsze warunki do utworzenia i zachowania wype³nieñ geopetal-nych panuj¹ w czasie powolnej sedymentacji przerwanej szybkim pogrzebaniem skamienia³oœci przez fale sztormo-we (Flügel, 2004, s. 178).
Rozwiniêta w niewielkim stopniu dolomityzacja obser-wowana w Józefce mog³a byæ u³atwiona przez dzia³alnoœæ sztormow¹. Z jednej strony silne fale i pr¹dy przemy-waj¹ce osad wêglanowy s¹ bez w¹tpienia „pomp¹” u³atwia-j¹c¹ wymianê jonow¹ konieczn¹ w procesie dolomityzacji. Z drugiej zaœ strony, towarzysz¹ce silnym sztormom desz-cze korzystnie wp³ywaj¹ na rozwój dolomityzacji w efekcie mieszania wód morskich i meteorycznych (patrz: model Dorag, np. Badiozamani, 1973).
WyraŸne granice miêdzy intraklastami a t³em skalnym, kszta³t otoczaków oraz fragmenty mikrytu scementowane ze szcz¹tkami szkieletowymi wskazuj¹, ¿e erodowany i przerabiany osad by³ ju¿ zlityfikowany.
Nale¿y siê zastanowiæ, czy w opisywanych ods³oniê-ciach mamy do czynienia z typowymi tempestytami czy turbidytami wzbudzonymi sztormowo? G³êbokoœæ depo-zycji badanych wêglanów, oceniona na podstawie kono-dontów (Sandberg, 1976; Racki i in., 1993) oznaczonych z kamienio³omu Mogi³ki, modeli biofacjalnych ramienio-nogów z franu Gór Œwiêtokrzyskich oraz stratyfikacji tle-nowej (patrz Racki i in., 1993), mieœci siê w przedziale 50–100 m. G³êbokoœæ sztormowej podstawy falowania jest zmienna, zazwyczaj waha siê miêdzy 50 a 200 m (Cheel & Leckie, 1993; Monaco i in., 1994), ale w morzach epikon-tynentalnych dochodzi tylko do 20–30 m (Flügel, 2004, s. 588). Podana g³êbokoœæ zdecydowanie wyklucza obec-noœæ tempestytów proksymalnych, a rzadkoœæ lub brak cech typowych dla p³ytkowodnej depozycji (np. warstwo-wanie kopu³owe, riplemarki falowe, amalgamacja) sugeru-je wody g³êbsze, poni¿ej sztormowej podstawy falowania. Na takiej g³êbokoœci mog¹ byæ obecne dystalne tempestyty lub turbidyty. Górnodewoñska platforma wêglanowa Gór Œwiêtokrzyskich ma charakter izolowanej platformy o stromo nachylonym sk³onie (Szulczewski, 1995; Vierek, 2007). Wed³ug Burchetta i Wrighta (1992) oraz Wrighta i Burchet-ta (1996) na Burchet-takich platformach g³ównym procesem prze-mieszczaj¹cym materia³ osadowy s¹ przede wszystkim sp³ywy grawitacyjne, a w mniejszym stopniu dzia³alnoœæ
sztormowa. Nie mniej dzia³alnoœæ sztormowa na izolowa-nych platformach nie jest wykluczona, ale uzale¿niona od kierunku wiatrów i skoncentrowana g³ównie na krawêdzi platformy. Od strony dowietrznej pojawienie siê szybkich pr¹dów i wysokie spiêtrzenie wód wi¹¿e siê wy³¹cznie z wiatrami sztormowymi i huraganowymi (m.in. Flügel, 2004, s. 594, 600, 667). Wed³ug Notta (2006) na stromo nachylonych sk³onach fale sztormowe s¹ zdolne przerabiaæ i transportowaæ materia³ osadowy na g³êbokoœæ wiêksz¹ ni¿ 50 m.
W literaturze (m.in. Mulder & Alexander, 2001; Myrow i in., 2002) s¹ opisane pr¹dy zawiesinowe wzbudzone fala-mi (ang. surge-like turbidity flows) zaliczane do z³o¿onych sp³ywów wywo³anych m.in. przez intensywn¹ aktywnoœæ sztormow¹. W typowych, g³êbokowodnych turbidytach przemieszczenie osadu opiera siê na zasadzie autosuspen-sji; w turbidytach generowanych falowaniem turbulencja pochodzi z po³¹czenia fal sztormowych i pr¹dów obci¹-¿onych materia³em osadowym. Kolejna ró¿nica wynika z czasu trwania sp³ywów. Sp³yw pr¹du wywo³any pojedyn-czym zdarzeniem sztormowym trwa maksymalnie kilka-dziesi¹t godzin — od pocz¹tku wzburzenia do zakoñczenia depozycji w czêœci najbardziej dystalnej. G³êbokowodne pr¹dy zawiesinowe przemieszczaj¹ siê zdecydowanie d³u¿ej, do kilku tygodni, a¿ do utraty energii potencjalnej podtrzymuj¹cej autosuspensjê (Bagnold, 1962). Czas trwania sp³ywu mo¿e prze³o¿yæ siê na rozci¹g³oœæ lateraln¹ i mi¹¿szoœæ warstw. G³êbokowodne, wêglanowe pr¹dy zawiesinowe rozci¹gaj¹ siê na przestrzeni od kilkuset metrów do kilku kilometrów i tworz¹ warstwy o mi¹¿szo-œci centymetra do kilku metrów (Flügel, 2004, s. 774). Mi¹¿szoœæ warstw utworzonych przez krótkotrwa³e, wzbu-dzone aktywnoœci¹ sztormow¹ sp³ywy mieœci siê w prze-dziale kilkudziesiêciu centymetrów (por. Myrow i in., 2002). Czêsto jednak s¹ to warstewki zaledwie kilkumili-metrowej mi¹¿szoœci, póŸniej zhomogenizowane przez bioturbacje czy wyerodowane (Mulder & Alexander, 2001) i w zwi¹zku z tym trudne do rozpoznania. Turbidyty wzbudzone falowo mog¹ budowaæ kompletn¹ sekwencjê Boumy (w wêglanach sekwencjê Meischnera), jednak krótki czas trwania sp³ywu czêsto ogranicza wystêpowanie struktur do kilku cz³onów. Opisane wczeœniej cechy bada-nych wapieni, a zw³aszcza niewielka mi¹¿szoœæ warstw i rozci¹g³oœæ lateralna oraz niekompletne wykszta³cenie sekwencji Meischnera, zdecydowanie bardziej odpowia-daj¹ turbidytom wzbudzonym przez fale sztormowe.
Reasumuj¹c, wapienie o drobniejszej frakcji (lamino-wane kalcysiltyty, drobne kalkarenity) powsta³y w œro-dowisku poni¿ej sztormowej podstawy falowania i s¹ inter-pretowane jako turbidyty wzbudzone sztormami. Grubsze kalkarenity, a zw³aszcza kalcyrudyty oraz muszlowce by³y deponowane w warunkach podwy¿szonej energii, w dol-nym zasiêgu sztormowej podstawy falowania. Ich cechy strukturalne sugeruj¹ depozycjê sztormow¹ miêdzy jej czê-œci¹ proksymaln¹ a dystaln¹ (tempestyty przejœciowe; por. Vierek, 2007).
Wnioski koñcowe
Pod wzglêdem paleogeograficznym obydwa ods³oniê-cia nale¿¹ do kostom³ockiej strefy przejœciowej miêdzy p³ytkowodn¹ platform¹ wêglanow¹ a g³êbszym basenem ³ysogórskim. Litologia wystêpuj¹cych tu osadów wêglano-wych œwiadczy o zró¿nicowanej g³êbokoœci i charakterze tej strefy. Przewaga fauny pelagicznej (tentakulity,
gonia-tyty) w g³êbokowodnych facjach w Mogi³kach wskazuje na relatywnie g³êbsze i s³abo natlenione wody, a brak bio-turbacji jest efektem braku aktywnoœci organizmów bento-nicznych w warunkach anoksycznych. Pojawiaj¹ce siê w wapieniach ziarnistych szcz¹tki bentosu przypuszczal-nie pochodz¹ z obszarów p³ytszych i lepiej natlenionych. Natomiast Ÿród³em wystêpuj¹cych w Józefce wapieni muszlowych by³y strefy obfituj¹ce w substancje pokarmo-we i tlen, masowo zasiedlone przez organizmy bentoniczne. Ich obecnoœæ sugeruje p³ytsze wody i wzrastaj¹ce w nich natlenienie, np. podczas obni¿enia poziomu morza (por. Albani i in., 2005). Nale¿y te¿ braæ pod uwagê urozmaicon¹ morfologiê dna, gdzie w obni¿eniach oraz w pewnym odda-leniu od brzegu gromadz¹ siê wody mocno zubo¿one w tlen, a na wynios³oœciach — wody o wiêkszym natlenieniu. Wyró¿nione w badanych profilach cykle sp³ycaj¹ce siê ku górze œwiadcz¹ o ewolucji depozycji: ze œrodowisk spo-kojnych, g³êbokich i s³abo natlenionych wód w obszary pozostaj¹ce pod wp³ywem aktywnoœci falowej i pr¹dowej, zamkniête sztormow¹ podstaw¹ falowania. Z g³êbsz¹ depozycj¹ s¹ zwi¹zane facje ³upków i wapieni marglistych, mikrytowych i gruz³owych; ze œrodowiskiem p³ytszym i bardziej energetycznym — wapienie ziarniste ró¿nych frakcji. Osady deponowane podczas pojedynczych zdarzeñ sztormowych wystêpuj¹ czêsto w charakterystycznych sekwencjach o mi¹¿szoœci 1,0–2,5 m i wskazuj¹ na sp³yca-nie siê œrodowiska.
Zak³adaj¹c sztormow¹ depozycjê opisywanych wêgla-nów, ³atwo mo¿na wyt³umaczyæ znaczn¹ miejscami erozjê jako efekt wyj¹tkowego obni¿enia podstawy falowania oraz docierania sztormowo indukowanych pr¹dów do osa-dów po³o¿onych nawet poni¿ej sztormowej podstawy falo-wania. Niezale¿nie od falowania, wysokoenergetyczne warunki sztormowe wzbudzi³y pr¹dy zawiesinowe trans-portuj¹ce materia³ wêglanowy w g³êbsze wody.
Pomimo dzia³ania pr¹dów i falowania nie dochodzi³o do intensywnej wymiany wód dennych z jednoczesnym dostarczaniem œwie¿ych porcji tlenu (o czym œwiadczy obecnoœæ strefy dysaerobowej w Mogi³kach). Dowodzi to zaledwie epizodycznych, rzadkich i krótkotrwa³ych warun-ków sztormowych oraz morfologicznie zró¿nicowanego dna basenu sedymentacyjnego uniemo¿liwiaj¹cego dok³adne natlenienie wód we wszystkich czêœciach zbiornika.
Reasumuj¹c, na strukturê i teksturê badanych wapieni oraz rozk³ad i stopieñ zachowania sk³adników wp³ynê³o po³o¿enie sztormowej podstawy falowania, zró¿nicowana intensywnoœæ sztormów, a co za tym idzie — du¿e wahania poziomu energii oraz zmienna prêdkoœæ produkcji wêgla-nowej w ró¿nych miejscach tego samego zbiornika sedy-mentacyjnego. Cechy sedymentacyjne wapieni ziarnistych wskazuj¹ na sztormow¹ genezê, a mechanizmem transpor-tuj¹cym by³o z³o¿one falowanie i pr¹dy zawiesinowe wywo³ane aktywnoœci¹ sztormow¹.
Literatura
AIGNER T. 1985 — Storm depositional systems, [In:] Lecture Notes in Earth-Science 3, Springer, Berlin.
ALBANI A.E., VACHARD D., FÜRSICH F., BUITRÓN B. & FLORES DE DIOS A. 2005 — Depositional environment and biofa-cies characterization of the Upper Pennsylvanian-Lower Permian depo-sits of the San Salvador Patlanoaya section (Puebla, Mexico). Facies, 50: 629–645.
BÁBEK O., PØIKRYL T. & HLADIL J. 2007 — Progressive drovning of carbonate platform in the Moravo-Silesian Basin (Czech Republic) before the Frasnian/Famennian event: facies, compositional variations and gamma-ray spectrometry. Facies, 53: 293–316.
BAGNOLD R.A. 1962 — Auto-suspension of transported sediments — turbidity currents. Proc. Roy. Soc. London, 265: 315–319. BADIOZAMANI K. 1973 — The Dorag dolomitization model — Application to the Middle Ordovician of Wisconsin. J. Sediment. Petrol., 43: 965–984.
BURCHETTE T.P. & WRIGHT V.P. 1992 — Carbonate ramp deposi-tional systems. Sediment. Geol., 79: 3–57.
CHEEL R.J. & LECKIE D.A. 1993 — Hummocky cross-stratification. Sediment. Rev. 1: 103–122.
CHEN D. & TUCKER M.E. 2003 — The Frasnian-Famennian mass extinction: insights from high-resolution sequence stratigraphy and cyclostratigraphy in South China. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeo-ecol., 193: 87–111.
DUKE W. L. 1985 — Hummocky cross-stratification, tropical hurrica-nes, and intense winter storms. Sediment., 32: 167–194.
DUNHAM R.J. 1962 — Classification of carbonate rocks according to depositional texture. Mem. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 1: 108–121. FLÜGEL E. 2004 — Microfacies of carbonate rocks. Analysis, inter-pretation and application. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg-New York. FOLK R.L. 1959 — Practical petrographical classification of limesto-nes. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., 43: 1–38.
FOLK R.L. 1962 — Spectral subdivision of limestone types. Am. Ass. Petrol. Geol. Mem. 1: 62–84.
GÜRICH G. 1896 — Das Paläozoicum im polnischen Mittelgebirge. Verhandlungen der Russisch — Kaiserlichen Mineralogischen Gesell-schaft zu St-Petersburg, Serie 2, 32: 1–539.
HANDFORD C.R. 1986 — Facies and bedding sequences in shelf--storm-deposited carbonates — Fayetteville Shale and Pitkin Limestone (Mississippian), Arkansas. J. Sediment. Petrol., 56: 123–137. KALVODA J., BÁBEK O. & MALOVANÁ A. 1999 — Sedimentary and biofacies records in calciturbidites at the Devonian-Carboniferous boundary in Moravia (Moravian-Silesian Zone, Middle Europe). Facies, 41: 141–158.
KREISA R.D. 1981 — Storm-generated sedimentary structures in sub-tidal marine facies with examples from the Middle and Upper Ordovi-cian of Southwestern Virginia. J. Sediment. Petrol., 51: 823–848. KROBICKI M. 1995 — Storm-generated shell beds in pelagic Albian-Cenomanian Sediments, Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Geol. Carpath., 46: 277–284.
KRUMBEIN W.C. & SLOSS L.L. 1963 — Stratigraphy and sedimen-tation. 2nd
ed. Freeman, San Francisco.
LASH G.G. 1984 — Density-modified grain-flow deposits from an Early Paleozoic passive margin. J. Sediment. Petrol., 54: 557–562. LEE Y.I. & KIM J.C. 1992 — Storm-influenced siliciclastic and carbo-nate ramp deposits, the Lower Ordovician Dumugol Formation, South Korea. Sediment., 39: 951–969.
MADSEN O.S. 1976 — Wave climate of the continental margin: ele-ments of its mathematical description, [In:] Stanley D.J. & Swift D.J. (ed.), Marine sediment transport and environmental management. Wiley, New York: 65–87.
MALEC J. 2003 — Mapy litofacji i mi¹¿szoœci dewonu w regionie œwiêtokrzyskim. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 59: 119–122. MA£KOWSKI K. 1981— Upper Devonian deposits at Górno in the Holy Cross Mts. Acta Geol. Pol., 31: 223–231.
MARKELLO J.R. & READ J.F. 1981 — Carbonate ramp-to-deeper shale transitions of an Upper Cambrian intrashelf basin, Nolichucky Formation, southwest Virginia, Appalachians. Sediment., 28: 573–597. MEISCHNER K.D. 1964 — Allodopische kalke, Turbidite in riffnähen Sedimentations-Becken. [In:] Bouma A.H. & Brouwer A. (ed.) Turbidites. Developments in Sedimentology, 3. Elsevier, Amsterdam: 156–191. MIDDLETON G.V. & HAMPTON M.A. 1976 — Subaqueous sedi-ment transport and deposition by sedisedi-ment gravity flows, [In:] Stanley D.J.& Swift D.J. (ed.) Marine sediment transport and environmental management. Wiley, New York: 197–218.
MONACO P. 1992 — Hummocky cross-stratified deposits and turbidi-tes in some sequences of Umbria-Marche area (central Italy) during the Toarcian. Sediment. Geol., 77: 123–142.
MONACO P., NOCCHI M., ORTEGA-HUERTAS M., PALOMO I., MARTINEZ F. & CHIAVINI G. 1994 — Depositional trends in the Valdorbia Section (Central Italy) during the Early Jurassic, as revealed by micropaleontology, sedimentology and geochemistry. Eclogae Geol. Helv., 87: 157–223.
MULDER A. & ALEXANDER J. 2001 — The physical character of subaqueous sedimentary density flows and their deposits. Sediment., 48: 269–299.
MYROW P.M., FISCHER W. & GOODGE J.W. 2002 — Wave-modi-fied turbidites: Combined-flow shoreline and shelf deposits, Cambrian, Antarctica. J. Sediment. Res., 72: 641–656.
NORRIS R.D. 1986 — Taphonomic gradients in shell fossil assembla-ges: Pleistocene Purisma Formation, California. Palaios, 1: 256–270.
NOTT J. 2006 — Extreme events. A physical reconstruction and risk assessment. Cambridge University Press, Cambridge-New York. NOWIÑSKI A. 1992 — Tabulate corals from the Givetian and Fra-snian of the Holy Cross Mountains and Silesian Upland. Acta Palaeont. Pol., 37: 183–216.
PISARZOWSKA A., SOBSTEL M. & RACKI G. 2006 — Cono-dont-based event stratigraphy of the Early-Middle Frasnian transition on the South Polish carbonate shelf. Acta Palaeont. Pol., 51: 609–646. PRAVE A.R. & DUKE W.L. 1990 — Small-scale hummocky cross--stratification in turbidites: a form of antidune stratification? Sediment., 37: 531–539.
RACKI G. 1985 — Conodont biostratigraphy of the Givetian/Frasnian boundary beds at Kostom³oty in the Holy Cross Mts. Acta Geol. Pol., 35: 265–275.
RACKI G. 1991 — O eustatyce, tektonice i innych zdarzeniach w póŸ-nym Dewonie Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 39: 193–198. RACKI G. 1993 — Evolution of the bank to reef complex in the Devo-nian of the Holy Cross Mountain. Acta Palaeont. Pol., 37: 87–182. RACKI G. & BULTYNCK P. 1993 — Conodont biostratigraphy of the Middle to Upper Devonian boundary beds in the Kielce area of the Holy Cross Mts. Acta Geol. Pol., 43: 1–25.
RACKI G., G£UCHOWSKI E. & MALEC J. 1985 — The Givetian and Frasnian succession at Kostom³oty in the Holy Cross Mts and its regional significance. Bull. Pol. Acad. Sc., Earth Sc., 33: 159–171. RACKI G., MAKOWSKI I., MIK£AS J. & GAWLIK S. 1993 — Bra-chiopod biofacies in the Frasnian reef-complexes: an example from the Holy Cross Mts, Poland. Pr. Nauk. UŒl Geol., 12-13: 64–109. RACKI G. & NARKIEWICZ M. 2000 — Tektoniczne a eustatyczne uwarunkowania rozwoju sedymentacji dewonu œwiêtokrzyskiego. Prz. Geol., 48: 65–76.
RACKI G., PIECHOTA A., BOND D. & WIGNALL P. 2004 — Geo-chemical and ecological aspects of Lower Frasnian pyrite-ammonoid level at Kostom³oty (Holy Cross Mts, Poland). Geol. Quart., 48: 267–282.
RACKI G. & SOBOÑ-PODGÓRSKA J. 1992 — Givetian and Fra-snian calcareous microbiotas of the Holy Cross Mountains. Acta Palae-ont. Pol., 37: 256–289.
REINECK H.E. & SINGH I.B. 1972 — Genesis of laminated sand and graded rhythmites in storm-sand layers of shelf mud. Sediment., 18: 123–128.
SALWA S. 2007 — Tektonika po³udniowego skrzyd³a synkliny mie-dzianogórskiej. Pos. Nauk. PIG, 63: 46–49.
SANDBERG C.A. 1976 — Conodont biofacies of Late Devonian Poly-gnathus styriacus Zone in Western United States. Geol. Assoc. Can. Spec. Paper, 196: 143–178.
SCHIEBER J. 1994 — Evidence for high-energy events and shal-low-water deposition in the Chattanoga Shale, Devonian, central Ten-nessee, USA. Sedim. Geol., 93: 193–208.
SEILACHER A. 1980 — Storm deposits as a tool in Facies analysis. [In:] II. Sandy tempestites. International Association Sedimentologists,
1stEuropean Meeting, Bochum: 47–49.
SOBOLEW D. 1909 — Srednij dewon kielecko-sandomirskiego krja-za. Mat. Geol. Ross., 24: 4–536.
STOW D.A.V. & BOWEN A.J. 1978 — Origin of lamination in deep sea, fine-grained sediments. Nature, 274: 324–328.
STOW D.A.V. & LOVELL T.P.B. 1979 — Contourites: their recogni-tion in modern and ancient sediments. Earth Sci. Rev., 14: 251–291. SZULCZEWSKI M. 1971 — Upper Devonian conodonts, stratigraphy and facial development in the Holy Cross Mts. Acta Geol. Pol., 21: 1–129.
SZULCZEWSKI M. 1981 — Dewon œrodkowy i górny zachodniej czê-œci Gór Œwiêtokrzyskich. [W:] ¯akowa H. (red.) Przew. 53. Zjazdu PTG, Kielce, 6–8.09.1981: 68–82.
SZULCZEWSKI M. 1995 — Depositional evolution of the Holy Cross Mts (Poland) in the Devonian and Carboniferous — a review. Geol. Quart., 39: 471–488.
VERA J.A. & MOLINA J.M. 1998 — Shallowing-upward cycles in pelagic troughs (Upper Jurassic, Subbetic, Southern Spain). Sediment. Geol., 119: 103–121.
VIEREK A. 2007 — Storm-dominated deposition on a Frasnian carbo-nate platform margin (Wietrznia, Holy Cross Mts., Poland). Geol. Quart., 51: 307–318.
WRIGHT V.P. 1986 — Facies sequences on a carbonate ramp: the Car-boniferous limestone of South Wales. Sediment., 33: 221–241. WRIGHT V.P. & BURCHETTE T.P. 1996 — Shallow-water carbonate environments, [In:] Reading H.G. (ed.) Sedimentary environments: Processes, facies and stratigraphy. Blackwell, Oxford: 325–394. ZUSCHIN M., HARZHAUSER M. & MANDIC O. 2005 — Influence of size-sorting on diversity estimates from tempestitic shell beds in the Middle Miocene of Austria. Palaios, 20: 142–158.
