Tom (Volume) XXVI — 1956 Z eszyt (Fascicule) 2 Kraków, 1957
ST. D Ż UŁYN SK I, A. RADOM SKI i' A. ŚLĄCZKA
UTWORY WIROWE W ŁUPKACH FLISZOWYCH KARPAT
(Tabl. X — XI I i 2 fig.)
Sandstone whirl-balls in the silts of the Carpathian-Flysch
(PI. X — X I I an d 2 fig.)
S t r e s z c z e n i e . A utorow ie opisują elipsoidaln e i w rzecionow ate bryły p ia sk ow ców w łupkach w a r stw przejściow ych od m en ilitó w do w a rstw krościeńskich.
Z daniem autorów geneza tych form w iąże się z działaniem w iró w zaw iesinow ych .
Geologom pracującym n a teren ach K arp at fliszowych znane są od daw na charakterystyczne „buły“ piaskowcowe w łupkach w arstw p rz e j
ściowych od w arstw m enilitow ych do w arstw krośnieńskich. P rzypo
m in ają one swoim w yglądem konkrecję lub niekiedy otoczaki. Są to przew ażnie b ry ty niew ielkich rozm iarów liczące do kilkudziesięciu cm w sw oim najdłuższym przekroju, a najczęściej znacznie m niej. K ształ
tem przypom inają elipsoidy obrotowe w ydłużone lub przypłaszczone w k ieru n k u osi obrotu. (Tabl. X, fig. 1, 2, tabl. X I fig. 2, tabl. XII, fig. 1, 2).
U tw ory te będziem y w dalszej części tej pracy nazyw ać w i r ó w - c a m i z uw agi na przypisyw any im przez nas sposób pow stania (uza
sadnienie dla tej nazw y podane będzie w treści tego artykułu). P o
jaw iają się one ja k w iem y masowo w w arstw ach przejściow ych i są uw ażane za jeden z charakterystycznych rysów, rozpoznawczych dla tego ogniwa stratygraficznego w rejonie centralnej depresji karpackiej i n a przedpolu fałdów dukielskich. W nieznacznych ilościach znajdy
w ane byw ają w obrębie sam ych fałdów dukielskich, rów nież w w a r
stw ach przejściow ych, a także w najniższej części w arstw krośnieńskich i w w arstw ach grybow skich w oknie tektonicznym L ibrantow ej i G ry
bowa. W w arstw ach m enilitow ych zostały one znalezione jak dotąd jed y n ie w łusce B ystrego w okolicy Baligrodu.
W literatu rze geologicznej dotyczącej K a rp a t fliszow ych nie ma, o ile nam wiadomo, publikow anych danych n a tem at pochodzenia opi
syw anych utw orów . W p rak ty ce polowej byw ają one najczęściej u w a
żane za konkrecje, rzadziej za otoczaki piaskowcowe. W dostępnej nam obcej literatu rze nie odnaleźliśm y rów nież przykładów , k tó re by m ożna
było bez zastrzeżeń przyrów nać do om aw ianych w tej rozpraw ie s tru k tu r 1.
W irówce są bez w ątpienia piaskow cam i zbudow anym i z ciasna u p a kow anych ziarn detrytycznego kw arcu, co przesądza problem ich kon-
Fig. 1. Schem atyczny rysu n ek odsłonięcia w B esk u z przypuszczalnym rozk ład em szybkości w p rądzie zaw iesin ow ym
Fig. 1. Schem atic p ictu re o f th e outcrop a t B esk o w ith probable p lan of speed of:
p ro gressive m otion in th e tu rb id ity current
Fig. 2. T w orzenie się konkrecji p iry tow y ch w w irow cach Fig. 2. F orm ation of p irite concretions in a sandstone
w h ir l-b a ll
krecyjnej n a tu ry jako całości. Hipoteza, w edług k tórej u tw ory te .są konkrecjam i, je st jednakow oż częściowo słuszna. J a k się okaże w dalszej części te j pracy, pow stałe w drodze m echanicznej nagrom adzenia ziarn
1 G eolog japoński H. K i m u r a (1955) og ło sił ostatnio pracę, w której za m ieszcza interesujące dane o sedym entacji w worach. P ub likację tę otrzym aliśm y już po napisaniu tego artykułu. Jak m ożna w n iosk ow ać z bogatego m ateriału ilustracyjnego i w yk resów , autor oparł s ię n a obfitym m a teriale dośw iadczalnym . N iestety .praca ta jest napisana po jiapońsku, nader krótkie i lakoniczne streszcze
n ie (abstract) n ie pozw ala na b liższe zaznajom ien ie się z jej rezultatam i. U przej
m ości p. H a r u h i k o K i m u r y zaw dzięczam y jed n ak obszerne objaśnienia do ilustracji, k tóre n ad esłał nam listow n ie w języku angielskim . A utor podaje w sw ej pracy bardzo cenne w yk resy zależności m iędzy szybkością obrotow ą w iru a w ie l
kością i ciężarem w ła ściw y m ziarn podnoszonych w zdłuż osi wiru. Szczególnie interesujące z naszego punktu w idzenia są dane o sortow aniu m ateriału w w ir z e i jego spiętrzanie w zdłuż o si w iru w postaci kolum n i stożków . A nalogiczn e struktury odnalazł autor w osadach czw artorzędow ych form acji A kashi (fig. 62 Lc.
p 110) i interpretuje je jiako rezu ltat oddziaływ ania w irów . R ów nież nieregu larn e skupienia m ateriału m uszlow ego i gruboziarnistego (fossil enclosures) o p isa n e z trzeciorzędu Japonii przez I j i r i i F u i i t a są uw ażan e przez H. K i m u r ę jako p ow stałe na sk u tek działania w irów .
piaskow ych staw ały się zaw iązkam i konkrecji pirytow ych i krzem ion
kowych.
W irów ce nie są przy ty m zw yczajnym i otoczakam i jakichś pias
kowców, chociaż n iek tó re z nich m ają kształty zbliżone do kulistych.
H ipoteza ta nie da się utrzym ać z uw agi na charak tery sty czn ą form ę tych b ry ł (Tabl. X, fig. 1) i ich ułożenie w osadzie ilastym (patrz niżej str. 51).
Zamiószczamy niżej próbę naśw ietlenia genezy ow ych zagadkowych, s tru k tu r z innego niż dotychczas p u n k tu widzenia. Będziem y sta ra li się wykazać, że te w rzecionow ate i elipsoidalne b ry ły piaskowcowe to stru k tu ry w yw ołane ssącym działaniem w irów w p rąd ach zawiesinowych.
W naszych rozw ażaniach opieram y się głównie n a m ateriale zebra
nym z w arstw przejściow ych w Besku koło Rym anowa. Należy jed n ak podkreślić, że w innych rejonach zarów no środowisko, w k tó ry m w y stęp u ją wirówce, ja k tak że ich pokrój i sposób w ystępow ania są analo
giczne. Odsłonięcie w Besku je st natom iast bez w ątp ien ia najlepsze z e w szystkich znanych nam odkryw ek z w iraw cam i.
Ł aw ica łupków z utw o ram i w irow ym i zn ajd u je się w dnie W isłoka kilkaset m etró w w yżej m ostu na drodze z K rosna do Sanoka a około
•35 m poniżej pozostałości po zniszczonym niegdyś betonow ym jazie.
Ław ica ta przechodzi w spągu stopniowo w rdzaw y piaskowiec, k tó ry w yróżnia się sw oją barw ą spośród innych, zw yczajnie szarych piaskow ców. D zięki tem u odnalezienie ław icy n ie przedstaw ia żadnych trudności.
Ponadto spłaszczone łupki z w irow cam i okazały się odporniejsze na erozję od pozostałych łupków i leżą n a w yższym poziomie.
P ro fil geologiczny w Besku był ja k w iadom o w ielokrotnie opisy
w any w lite ra tu rz e geologicznej z p u n k tu w idzenia straty g rafii, sedy- m entologii, petrografii i tektoniki (St. J a s k ó l s k i 1931, H. S w i d z i ń s k i 1930, 1953, O. G a n s s 1942, A. O b e r c 1947, Z. O b u - c h o w i c z 1).
W arstw y przejściow e w ty m profilu w ykształcone są pod postacią ławic czarnych łupków kilkum etrow ej miąższości przegradzanych pias
kow cam i o ty p ie zbliżonym do piaskowców krośnieńskich. Nie w chodząc w szczegóły petrograficzne należy podkreślić, że piaskowce m ają na ogół c h a ra k te r osuwiskowy z w idocznym i stru k tu ra m i spływ ow ym i z po
w yginanym i i poprzesuw anym i soczwami dolom itycznych sy d erytów itp.
Są w śród nich ław ice nie m ające ch arak teru osuwiskowego, a których s tru k tu ra w skazuje na prąd y zawiesinowe jako n a m echanizm ostatniego aktu depozycji. Do takich w łaśnie należy w spom niana ław ica rdzawego piaskow ca razem z leżącym wyżej spiaszczonym łupkiem , w którym tkw ią wirówce.
P rą d y zawsze now e i suw iska szły z zachodu 2. W prow adzały one epizodycznie m ateriał piaszczysty i ilasty w środowisko sed y m en tacy jn e o cechach „m enilitow ych“, w zbiornik słabo przew ietrzany, z u trzy m u jącym i się w arunkam i redukcyjnym i. S tąd wywodzi się przew aga czar
nych bitum icznych łupków z pirytem . Nie w szystkie te łupki utw orzyły
■-'> 1 Praca nie publikow ana, znana autorom z referatu w ygłoszon eg o w r. 1954 n a posiedzeniu naukow ym P.T.G. w K rakowie.
2 Szczegółow e pom iary zostały w yk on an e przez Z. O b u c h o w i c z a .
ław ice piaskowców. Dotyczy to owych spiaszczonych łupków z to- czeńcami.
Nim przystąpim y do opisu utw orów wirowych, zatrzym am y się nad szczegółami budow y ław icy rdzawego piaskowca i w yżej leżących spiasz
czonych łupków. W prow adzi nas to w zagadnienie m echanizm u depozycji tego osadu, któ ry w naszych rozw ażaniach będzie jednym z n a jisto tn ie j
szych problemów.
ST RUK TU RA I TEK STUR A PIASK O W CA I Ł U P K U 1
Miąższość ław icy rdzawego piaskowca wynosi blisko 1,3 m. Na jej spągu widoczne są wygładzone nierów ności oraz słabo zarysow ane h ie
roglify prądowe, k tó re w skazują, że m ateriał piaskow y został p rz y n ie siony z zachodu. W spągowej p a rtii ław ica m a jeszcze ch arak ter zwię
złego drobnoziarnistego piaskow ca burzącego z HC1. Zaznaczają się tu taj dość niew yraźne pow ierzchnie płytow ej oddzielności, które wyżej (ok.
30 — 40 cm n ad spągiem) zanikają.
W ielkość ziarn kw arcowybh w tej części ław icy w aha się w g ran i
cach od 0,014 do 0,25 m m 2. P rzeciętny rozm iar w ynosi 0,05 mm. Spoiwo nie je st jednolite. W znacznej części jest ono jeszcze w apienno-ilaste, aczkolwiek w szlifach widoczne są ziam a detrytycznego kw arcu zlepione krzem ionką.
Wyżej tej p a rtii spągowej piaskowiec traci sw oją zwięzłość, znika oddzielność płytow a i na jej m iejsce pojaw iają się zagadkowe, lecz b a r
dzo charakterystyczne dla tej ław icy spękania (Tabl. XI, fig. 1). Spoiwo je st odw apnione 3, bardziej ilaste ,a ziarna kw arcow e lepiej w ysortow ane (od 0,014 do 0,10 mm). Przeciętny w ym iar średnic pozornych w płytce cienkiej w ynosi 0,04 mm. P ojaw iają się w tej części piaskowca faliste sm ugi substancji ilastej, któ re nad ają tej skale ch arak ter stru k tu ry fluidalnej.
W stropow ej p a rtii ław icy rozm iary ziarn kw arcow ych w ahają się w jeszcze m niejszych granicach (od 0,014 do 0,07 mm), a przeciętny rozm iar średnic pozornych w ynosi 0,03 mm.
W odległości około 1 m wyżej spągu ław icy ilość substancji ilastej zaczyna gw ałtow nie w zrastać i piaskowiec przechodzi w spiaszczony łupek. G ranica jest niew yraźna i rozstrzygająca zm iana litologiczna do
konuje się w około 30-centym etrow ej „strefie stropow ej“. Pow yżej niej skała m a ch arak ter spiaszczonego łu p k u z decydującą przew agą sub
1 T erm inu „struktura“ i „tekstura“ u żyw am y w znaczeniu p rzyjętym w lite raturze anglosask iej. Słow o „struktura“ oznacza zatem przestrzenne uporządko
w anie składników w skale i m a to znaczenie, jak ie przypisu jem y tem u term inow i, np. w tektonice.
2 R ozm iary ziarn zostały zm ierzone pod m ikroskopem w p łytk a ch cienk ich.
3 O bserw ację o w tórn ym odw apnien iu i silifik a c ji środkow ych i górnych partii ła w ic podaje A. G a w e ł (1951). Źródeł krzem ionki w tym procesie w y m ie niony autor- dopatruje się w łupkach, skąd substancja syliCikująca przyw ędrow ała w e w czesn ym okresie diagenezy. B y ć m oże, w ten sposób u leg ło rów nież sylifikacji
spoiw o w iro w có w (por. niżej str. 112,). ■'
stan cji ilastej. W szlifach m ikroskopow ych dostrzega się nieregularne i bezładnie rozsiane skupienia detrytycznych ziarn kwarcowych.
Zapiaszczenie łupku zm niejsza się w m iarę oddalenia od „strefy stropow ej piaskow ca“, je st jed n ak jeszcze m akroskopowo dostrzegalne w odległości 2 — 3 m m od tej strefy. M aleją rów nież stopniowo roz
m iary rozsianych w łupku ziam kw arcowych. Przejście do zw yczajnych czarnych łupków jest zupełnie stopniow e i nieuchw ytne.
Z m iany w stopniu zapiaszczenia łupku od b ijają się w zm ianach jego barw y. W sąsiedztw ie „strefy stropow ej“ piaskowca łupek jest rdzawy, wyżej szary i ciem noszary w reszcie czarny tam, gdzie zapiaszczenie jest niew idoczne 1.
J a k widzimy, ław ica rdzawego piaskowca m a bardzo słabo zazna
czoną stru k tu rę frakcjonalną jednokrotną (M. K s i ą ż k i e w i c z 1952).
M akroskopowo jest ona jed n ak niewidoczna i piaskowiec podpada także pod grupę „jednorodnych“ .
Stopniow e przejście od piaskowca do spiaszczonego łupku w skazuje na to, że zarów no piaskowiec, ja k łupek pow stały w w yniku akum ulacji jednego i tego samego p rąd u zawiesinowego.
ST RUK TU RA I TEKSTURA
K ształty utw orów w irow ych sa dosyć zróżnicowane (tabl. X, fig.
1, 2, tabl. XI, fig. 2, tabl. XII, fig. 12).
N ajpospolitszym typem w irow ca są b ry ły o kształcie w rzecionow a
ty m lub elipsoidalnym . Są rów nież form y cylindryczne, lejkow ate i w reszcie m niej lub więcej kuliste. Pom iędzy tym i różnym i form am i
istn ieją ciągłe przejścia. Pom im o pew nych różnic w kształtach u tw o ry te m a ją jed n ą w spólną cechę. J e s t nią to, że w szystkie te b ry ły można odtw orzyć za pomocą obrotu określonej m asy wokoło pew nej osi. Nie m usi być tą osią linia p ro sta i zw yczajnie nią nie jest. N iem niej jednak ta w łaśnie w spólna cecha w szystkich ' om aw ianych utw orów narzuca się już p rzy pobieżnej obserw acji i kojarzy się z ru ch em obrotowym.
Dzisiejsze form y w irow ców są m niej lub bardziej przypłaszczone.
Wiąże się to zapew ne z kom pakcją osadu. Zm iany kom pakcyjne za
znaczają się w yraźnie na pow ierzchniach w irow ców w postaci zgrubień, drobnych przem ieszczeń itp. (por. str. 52).
Pow ierzchnie zew nętrzne w irow ców są n a ogół bardzo w yraźne.
U tw ory ta k ie w y łu sk u ją się z łatw ością z otaczającego je łupkowego osadu i można je odnaleźć w rum oszu lub w zw ietrzelinie.
N ie w szystkie w irówce m ają ta k ostrą pow ierzchnię graniczną. Nie m ają je np. te, któ re pojaw iają się w „strefie stropow ej“ piaskowca.
Je st to spowodowane m ałym i różnicam i w charakterze litologicznym m iędzy w irow cem a środowiskiem, w k tó ry m się on znajduje. N ajw y
raźniej zaznaczone pow ierzchnie zew nętrzne m ają duże wirówce, które tkw ią w spiaszczonym łupku wyżej w spom nianej strefy stropowej piaskow ca.
1 R dzaw e zabarw ienie zarów no ław icy piaskow cow ej, jak części spłaszczo
nego łupku jest przypuszczalnie w tórne. Pochodzi ono praw dopodobnie z u tle n ie n ia siarczków żelaza.
U tw ory w irow e są poprzecinane pow ierzchniam i oddzielności. Szcze
gólnie u form dużych są one w klęsłe i m iseczkowate, w ypukłością zw ró
cone ku dołowi. W związku z kom pakcyjnym przypłaszczeniem w irow - ców należałoby przypuszczać, że pierw otnie owe pow ierzchnie były b a r
dziej w klęsłe niż obecnie.
Pow ierzchnie oddzielności szczególnie w yraźnie zarysow ują się w ty ch wirowcach, które w ystaw ione są przez dłuższy czas na działanie czynników atm osferycznych. U tw ory takie rozpadają się wówczas wzdłuż ty ch pow ierzchni na oddzielne fragm enty. N iezw ietrzałe form y są lite, ale potencjalna skłonność do oddzielności uw idacznia się w p rzek ro ju
w postaci sm ug o większej zaw artości substancji ilastej.
Na szczególną uw agę zasługuje stosunek pow ierzchni oddzielności w toczeńcach w irow ych do płaszczyzn złupkowacenia. Jeżeli oś (obroto
wa) w irow ca je st prostopadła do w arstw ow ania, wówczas w spom niane pow ierzchnie' oddzielności leżą w płaszczyznach złupkow acenia (Tabl.
XII, fig. 1). Jeżeli natom iast oś ta jest skośna do uw arstw ienia, po
w ierzchnie oddzielności w toczeńcach są nachylone pod pew nym k ątem względem złupkow acenia (tabl. X, fig. 1).
P roblem ty ch pow ierzchni oddzielności nie jest zupełnie jasny. Nie m ożna w chw ili obecnej rozstrzygnąć, czy są one czymś genetycznie niezależnym od ogólnego procesu kom pakcji, czy wyłącznie ty m p ro cesem w yw ołane x. Pow ierzchnie oddzielności w toczeńcach były w każ
dym bądź razie pow ierzchniam i późniejszych przesunięć (tabl. X, fig. 2), p en e tra c ji siarkow odoru itp. Na liniach in tersek cji ow ych pow ierzchni oddzielności z pow ierzchnią zew nętrzną w irow ca w idzim y zw ykle bądź zgrubienia, bądź zwężenia w przekroju b ry ły wirowca.
Pod w zględem litologicznym dzisiejsze u tw o ry w irow e przed sta
w iają się jako zbite drobnoziarniste piaskowce. Ilość spoiwa jest w nich zdum iew ająco m ała. Z iarna są bardzo gęsto upakow ane i sty k ają się ze sobą ścianami. Spoiwo jest poza ty m zw ykle krzem ionkow e. Stopień w ysorlow ania detry ty czny eh ziarn kw arcu w w irow cach jest znacznie lepszy niż w piaskowcu podścielającym ław ice spiaszczonego łupku.
P rzeciętna średnica ziarna w ynosi 0,03 — 0,04 mm, a więc ty le sam o co stropow ej p a rtii ław icy piaskowcowej. W porów naniu z otaczającym łupkiem obserw ujem y większą ilość glaukonitu ja k już w spom inaliśm y,
w w irow cach w y stępują poza tym p łatk i i sm ugi su b stan cji ilastej uło
żone zgodnie z pow ierzchniam i oddzielności. W niektórych w irow cach zaznacza się poza tym o rien tacja w ty m kieru n k u w ydłużonych ziarn kwarcowych.
J a k w spom inaliśm y, każdy w irow iee m ożna odtw orzyć przez obrót określonej m asy wokoło pew nej osi obrotu. Ułożenie przestrzenne tej osi w w irow cach jest bardzo charakterystyczne. Są one ustaw ione za
wsze prostopadle lub skośnie do u w arstw ienia 2.
1 J eżeli om aw iane pow ierzchnie oddzielności są p ierw otn ym i rysam i, to w y chylen ie ich w zględem pow ierzchni złupkow acenia b yło p ierw otn ie w iększe (pro
stopadle do osi?). W ruchu w irow ym cząsteczki poruszają się w płaszczyznach prostopadłych do osi.
2 Na ty m polega m iędzy innym i bardzo istotn a różnica m iędzy o p isy w an y m i w irow oam i a zw yczajnym i toczeńcam i osu w isk ow ym i lub w yd łużonym i otoczakam i rzecznym i. O sie n ie sty k ających się z sobą, zw yczajn ych toczeń có w osu w isk o w ych
lub otoczaków leżą w płaszczyźnie u w arstw ien ia.
W związku z ułożeniem osi w irow ców należałoby jeszcze zwrócić uw agę na pew ien interesujący szczegół obserw ow any w opisyw anym przez nas odsłonięciu w Besku. Otóż większość skośnych względem u w arstw ien ia osi je st pochylona w k ieru n k u zachodnim, a więc w tę stronę, od której szedł p rąd zawiesinowy. Do znaczenia tego nachylenia osi wTÓcimy jeszcze w dalszej części tej pracy.
ROZM IARY WIROWCÓW I ICH ROZMIESZCZENIE
R ozm iary utw orów w irow ych są różne. Najczęściej mieszczą się w granicach od kilku do kilkudziesięciu cm. Istn ieje pew na zależność m iędzy wielkością, w irowców a ich położeniem w profilu ławicy. N aj
w iększe wirów ce g ru p u ją się bowiem bezpośrednio nad „strefą stro
pow ą“ ław icy piaskowcowej. Im dalej od tej strefy, tym m niejsza z re guły w ielkość wirowców. Nie m a tu mowy jednak o jakim ś praw idło
w ym rozsortow aniu, poniew aż w pobliżu stre fy stropow ej ław icy pias
kowca obok dużych w irowców w idzim y rów nież i małe.
N ależy rów nież podkreślić, że rozm iary ziarna u w irowców wyżej położonych w ław icy spłaszczonego łupku są nieco drobniejsze od roz
m iarów ziarn w niżej leżących wirowcach.
PORÓW NANIE O DSŁONIĘCIA W BE SK U Z INNYM I W YSTĄPIENIA M I WIROWCÓW
J a k już w spom nieliśm y, w e w szystkich odkryw kach obserw ujem y analogiczne w ykształcenia i sposób w ystępow ania wirowców. Należy podkreślić, że zawsze pojaw iają się one w zapiaszczonych łupkach. B ar
dzo często łupki owe przechodzą w spągu stopniowo w piaskowiec, li
tologicznie odpow iadający m ateriałow i, z którego zbudow ane są w irów ce. Nie jest to jednakow oż regułą. Z nane są odsłonięcia, w których granica m iędzy spiaszczonym łupkiem a piaskowcem je st ostra i w y
raźna, a strop tego ostatniego ujaw nia ślady rozm ycia (np. jedna z ławic z w irow cam i w w arstw ach przejściow ych odsłoniętych w Rudawce Rym anow skiej nad Wisłokiem). In te rp re ta c ję tego zjaw iska podam y w dalszej części tej pracy.
We w szystkich znanych nam odsłonięciach wirów ce są drobnoziar
nistym i piaskowcami. Odnosi się to rów nież do ławic podścielających spiaszczony łupek z w irow cam i . i m ających z tym łupkiem niew yraźną granicę.
M ECHANIZM PO W STA W A N IA WIROWCÓW
U tw ory, k tó re opisujem y, kojarzą się ze stru k tu ram i, które pow stają podczas ruchu wirowego. Przez ru ch w irow y w fizyce rozum ie się ru ch obrotow y pew nej ograniczonej m asy cieczy obracającej się jak ciało stałe, z określoną prędkością kątową, wokoło pew nej osi obrotu. Cza-
8 R ocznik PTG
steczki cieczy obracają się po kołach prostopadłych do osi zwanej osią lu b linią wirową.
P rzy nadm iarze siły odśrodkowej w wyżej położonych strefach w iru pow staje ssące działanie, które pow oduje podnoszenie cięższych m as wzdłuż osi w iru od dołu ku górze (tak zw ana pom pa odśrodkowa).
Zjaw iska tego rodzaju obserw ujem y powszechnie podczas gw ałtow niejszych w ichrów w atm osferze, kiedy to przez lokalnie tw orzące się w iry byw ają z ziemi podnoszone tum any pyłu. N a w iększą skalę zja
w iska tego ty p u w y stęp u ją jak wiadom o przy trąb ach pow ietrznych, w których ssące działanie je st tak silne, że pow oduje podnoszenie naw et bardzo ciężkich przedm iotów i poważne stra ty w budynkach.
O bserw acja drobnych, tw orzących się w atm osferze w irów jest szczególnie pouczająca, jeśli chodzi o poruszony w tej pracy problem utw orów wirow ych. W idzimy wówczas często, ja k podnoszone tum any pyłu u kładają się w w irujące m asy o kształcie w rzecionow atym . Ode
rw an e od ziemi u trzy m u ją się czas jakiś w pow ietrzu i byw ają z zacho
w aniem (krótkotrw ałym oczywiście) kształtu unoszone z ruchem postę
pow ym mas pow ietrza.
W środowisku w odnym zjaw iska tego ty p u można w ywołać do
świadczalnie. Poza ty m obserw uje się je zw yczajnie przy przepływ ie łodzi w płytkiej wodzie nad piaszczystym dnem. Podniesiona przez w ir w cieczy m asa piaszczysta może rów nież przybierać form y wrzecion, słupów, b ry ł elipsoidalnych itp.
Oczywiście w pow ietrzu lub w czystej wodzie podniesione z dna m asy natychm iast opadną z pow rotem z chw ilą ustan ia ru ch u wirowego ew entualnie naw et, gdy zm aleje jego natężenie. W układzie dysper
syjnym ił-w oda może natom iast dojść do u trw alen ia się obrazu ruchu wirowego.
Ogólnie rzecz trak tu jąc, problem w irow ej genezy opisyw anych s tru k tu r należy rozpatrzyć z dw u p u n k tó w widzenia:
1) możliwości w irów i efektyw nego działania ssącego w prądach zawiesinowych,
2) możliwości u trw alen ia się obrazu w iru w postaci pozostania podniesionych m as piaszczystych w utw orze ilastym .
Jeżeli chodzi o pierw szy z poruszonych w arunków , to należy za
znaczyć, że ruch w irow y jest zw yczajną konsekw encją przepływ u p rąd u zawiesinowego n a d dnem zbiornika. J e s t to n ie tylko uzasadnione teore
tycznie, ale i poparte doświadczeniami, z których w ynika, że przepływ takiego p rąd u jest burzliw y (turbulentny). Do utw orzenia się ru ch u wirowego w prądzie zaw iesinowym w ystarczy już sam fa k t przesuw ania się prąd u wzdłuż nierów nej pow ierzchni dna m orskiego lub nierów no
m ierne obciążenie p rąd u niesionym m ateriałem . Można by powiedzieć, że nie istnieje żaden n a tu ra ln y p rąd zawiesinowy bez wirów, podobnie jak nie m a bez w irów n atu raln ej rzeki.
E fektyw ne podnoszące oddziaływanie w iru zależy od w ielu okolicz
ności, takich ja k szybkość ruchu wirowego, gęstość cieczy (ośrodka, w którym pow staje wir). D la n atu raln y ch cieczy są to w szystko zagad
nienia nie d ające się u jąć we w zorach i m ało jeszcze zbadane. Im szybszy je st ru ch obrotowy w wirze, tym większe są ijatężenia ssącego
działania 1. W gęstszych od wody układach dyspersyjnych ił-w oda n a w et stosunkow o wolne wiry, mogą podnosić piasek z dna (zwłaszcza
drobnoziarnisty).
W układach dyspersyjnych ił-w oda istn ieją w aru n k i dla zachowania się wszelkiego rodzaju s tru k tu r fluidalnych oraz s tru k tu r tego typu ja k om aw iane przez nas toczeńce wirowe. Polega to na tym , że w określo
nych w arunkach układ dyspersyjny zaw ierający w fazie rozproszonej ił i piasek może przeistoczyć się szybko z substancji o ch arakterze cieczy w substancję o w łasnościach ciała stałego. Zjaw isko to znane je st pod nazw ą synerezis 2. Obecność piasku do 20% w edług H. J u n g s t a 1934, a 30% w edług R. C. M i e l e ń z a i M. E. K i n g a 1955 w układzie ił-w oda zwiększa w ydatnie nasilenie tego procesu. Powyżej 30% piasku krzyw a szybkości konsolidacji szybko opada.
Szlify m ikroskopow e spiaszczonych łupków z toczeńcam i w ykazują zaw artość rozproszonego w nich piasku m niejszą od 30%, zatem konsoli
dacja prąd u m ogła nastąpić w ystarczająco szybko, by stru k tu ry wirow e mogły się były zachować.
Pom im o pospolitości ru c h u w irow ego w prądach zawiesinowych s tru k tu ry w irow e bynajm niej nie należą do częstych. Świadczy o tym chociażby fakt, że ich znane dotychczas w ystąpienia ograniczają się n ie
m al w yłącznie do jednego ogniw a stratygraficżnego. Na to, aby się mogły utw orzyć i zachować stru k tu ry wirowe, m uszą być najw idoczniej speł
nione określone w arunki, k tó re w historii sedym entacji fliszu nieczęsto się pow tarzały. Rozpatrzm y zatem różne okoliczności, jakie tow arzyszyć m ogą w irom w prądach zawiesinowych.
Jeżeli p rąd zawiesinowy niesie ze sobą i osadza jednorodny m a
te ria ł piaszczysty chociażby z domieszką substancji ilastej, nie m a możliwości ku tem u, aby pow stały w yodrębniające się wirówce. Z tych powodów, ja k w spom inaliśm y, w strefie stropow ej opisanej ław icy z Beska trafiające się rzadko wirówce nie m iały w yraźnych form ze
w nętrznych, pomimo że substancji ilastej było ta m znacznie więcej niż w zw yczajnych ław icach piaskowych.
Jeżeli m ateriał piaszczysty transportow any przez dany p rą d zawie
sinow y jest zróżnicowany, rów nież w większości przypadków nie do
chodzi do utw orzenia się i zachowania s tru k tu r wirowych.
W niektórych ław icach w w arstw ach dolno-krośnieńskich odnajdy
w aliśm y słupowe i w rzecionow ate skupienia gruboziarnistego m ateriału, k tó ry ch osie skierow ane były prostopadle lub skośnie do pow ierzchni uw arstw ienia. Z uw agi n a ch arak ter cem entacji w osadach piaszczystych skupienia te nie mogą dawać wyizolow anych toczeńców wirowych.
R uch w irow y może np. być z b y t słaby n a to, by podnosić ciężki gruboziarnisty m ateriał ssącym oddziaływaniem . Przypuśćm y jednak, że w ir tak i posiada w ystarczającą energię, po tem u, by podnieść ciężki
1 Szybkość ruchu w irow ego zależy od prędkości ruchu postępow ego w prądzie zaw iesinow ym . Jak w yk azały obserw acje nad w spółczesnym i prądam i zaw iesin o
wym i' to szybkości ich są duże. N a przykład znany prąd, który szedł po skłonie G reat Bank, przesuw ał się z szybkością (przeciętną) 16,4 m /sek, prąd zaw iesin ow y w zbudzony przez trzęsienie ziem i w O rlean sville posiadał prędkość do 22 m /sek.
2 W chem ii fizycznej spontaniczna i gw ałtow n a separacja fa z w jednorodnym układzie koloidalnym .
8*
gruboziarnisty m ateriał ku górze (co je st zresztą w przypadku n a tu ra l
nych prądów zaw iesinow ych bardzo prawdopodobne), w arunki dla za
chowania się takiej stru k tu ry będą n ad al znikome. P rzede w szystkim w prądach tego ty p u nie m a zjaw iska, które określiliśm y m ianem śy - nerezis. Zam ieranie ru ch u odbyw a się znacznie wolniej, czego dowodem jest selektyw ne w ypadanie m ateriału (uw arstw ienie frakcjonalne). In nym i słowy w ytw orzona stru k tu ra w irow a opadnie na dno z chw ilą ustania w iru lub w m om encie zm niejszania się jego prędkości obrotu, podobnie jak się to dzieje w pow ietrzu czy w wodzie.
W idzimy zatem , że p rąd y zawiesinowe, które unosiły ze sobą głów
nie m ateriał piaszczysty, nie pozostaw iały typow ych s tru k tu r w irow ych.
W irówce są zatem zw iązane przede w szystkim z prądam i unoszą
cymi ił w fazie rozproszonej _z odpow iednią domieszką piasku. Ale naw et samo istnienie takiego p rąd u nie je st jeszcze w ystarczającym w arunkiem do pow stania wirowców. Jeżeli bow iem głów nym składnikiem prąd u jest obok w ody ił i skoro p rąd taki przepływ a nad tw ard y m dnem , w a
ru n k i dla tw orzenia się w irowców będą nadal niekorzystne.
Wszystko to w skazuje, że zarów no tw orzenie się wirowców, ja k ich zachowanie w ym agało specyficznych w arunków . Odpowiedzi n a p y ta nie, jakie to były w arunki, daje nam analiza odsłonięcia w Besku (por.
fig. 1).
Ja k wspom inaliśm y, zarów no piaskowiec, jak ,leżący n ad nim spiasz- czony łupek należy traktow ać jako w ynik sedym entacji jednego p rą d u zawiesinowego. O dkryw ka w Besku przedstaw ia n am pew ien fra g m ent zjaw iska, k tó re rozegrało się na niepom iernie większym obszarze i równocześnie daje n am obraz ostatnich etapów ru ch u w prądzie za
wiesinowym.
P rą d zawiesinowy jest rozw arstw iony na dwa układy. Jed en z nich ,bardziej gęsty i piaszczysty je st w stadium zam ierania 1 (stagnacji), drugi układ, którego głów nym składnikiem fazy stałej był ił, dyspono
wał w ty m etapie jeszcze znacznym zasobem energii kinetycznej.
G órne p a rtie piaszczystego u k ład u znajdow ały się jeszcze nadal w ruchu, lecz przesuw ały się w olniej od nieco wyżej płynącego prąd u iłowego. W ty m całym, już w tym etapie dw udzielnym układzie dysper- syjnym istniał poziom, w którym ru ch postępowy był najszybszy. P o ziom m aksym alnej prędkości postępowej leżał bezpośrednio nad strefą stropow ą dzisiejszego piaskowca. (Istnieją na to dowody, o których będzie mowa poniżej). Wyżej nad ty m poziom em ru ch p rąd u był coraz wolniejszy z uw agi na tarcie o nie objęte p rąd em m asy wód.
W iry tw orzące się w „ilastym “ prądzie zawiesinowym m ogły bez większych trudności podnosić w takich w arunkach drobnoziarnisty m a
teriał piaskowy. Okolicznością sprzyjającą było to, że piasek leżący bez
pośrednio pod poziomem m aksym alnej prędkości postępowego ruchu nie był osiadły.
Jeżeli skreślony w yżej obraz oddaje w pew nym stopniu rzeczyw iste stosunki, to w ukształtow aniu i rozm ieszczeniu toczeńców pow inniśm y znaleźć potw ierdzenie dla teoretycznych rozw ażań. W szczególności w i
rówce pow inny spełniać następujące w arunki:
1 W czasie poprzedzającym zupełną depozycję.
1) rozm iar w irow ców ku górze pow inien maleć;
2) istnienie m aksym alnej prędkości przepływ u w dolnej części „ila
stego“ u k ładu pow inno się uw idocznić w w ychyleniu osi wirowców.
J a k już wspom inaliśm y, obydw a w aru n k i są w p rzypadku bada
nych wirowców spełnione. Pierw szy, obszernie omówiony na innym m iejscu (str. 53) n ie w ym aga już bliższych kom entarzy. W zw iązku z nachyleniem osi w irowców należy przypom nieć, że dolne p a rtie w ięk
szości w irowców są odchylone ku wschodowi, a zatem w k ieru n k u r u chu prądu. Są one poryw ane p rąd em szybciej niż górne w związku ze zm niejszaniem się prędkości ruchu postępowego w pionie. P rzy ,te j sposobności dochodzi nie tylko do pochylenia osi (tabl. X, fig. 1), ale i rozerw ania w łókien wirowych.
O derw ane od podłoża w irujące m asy piaskow e mogły być unoszo
ne z prądem na dalsze odległości. Tym należy w yjaśnić w ystępow anie w niektórych odkryw kach utw orów w irow ych nad ław icam i piaskow
cow ym i o w yraźnej pow ierzchni stropow ej ze śladam i rozm ycia. Do
datkow ą wskazówką, k tó ra by potw ierdzała praw dopodobieństw o tego w yjaśnienia; je st to, że wirów ce w takich przypadkach są z reguły
drobne.
Zgodność z obserw acjam i wniosków w yprow adzonych ź rozw ażań teoretycznych nad prądam i zawiesinowym i, potw ierdza naszym zdaniem hipotezę o w irow ej n atu rze opisyw anych w tej p racy stru k tu r. D alszym dowodem praw dopodobieństw a tej hipotezy je st wysoki stopień w y- sortow ania ziam piaskow ych zwłaszcza w oddalonych od ław icy m a
cierzystej wirowcach.
H ipoteza w irow ego pochodzenia om aw ianych s tru k tu r piaskowco
w ych w łupkach w yjaśnia rów nież w ysoki stopień upakow ania ziarn.
D ziałanie ssące w iru polega bowiem na tym , że wzdłuż osi w iru w y
tw arza się rozrzedzenie ośrodka w irującego, tzn. wT przypadkach om aw ia
nych u kładu ił-w oda. Ze strefy w irującej m ogą być częściowo odpro
w adzone składniki ilaste i w stre fie osiowej u k ład dyspersyjny będzie się składał głów nie z wody i z ia m piaskowych. W trakcie synerezis w oda zostanie w ypchnięta, a zawieszone w niej ziarna zostaną n aty ch m iast zgrupow ane blisko siebie pod wpływ em w szechstronnie działającego ciśnienia koagulujacego się gelu.
Pozostaje nam jeszcze problem , w jakich w aru n k ach tw orzyły się p rą d y zawiesinowe, w których pow staw ały wirówce. J a k wspom inaliśm y, były to p rąd y niosące, obok drobnoziarnistego piasku olbrzym ie ilości sub stan cji ilastej n ie w postaci okruchów , ale w subtelnej zaw iesinie koloidalnej.
P rą d y tak ie m ogły pow staw ać jedynie w pierw szych stadiach dźwi
gania się podw odnych w ałów (kordylier) pokrytych św ieżym zupełnie nie zdiagenezow anym osadem ilastym . W obrębie geosynkliny karpackiej n ajkorzystniejsze dla takich prądów w aru n k i m usiały istnieć u schyłku sedym entacji łupków m enilitow ych, kiedy to ruqhy tektoniczne objęły połacie, dna geosynkliny p rzy k ry te na olbrzym ich obszarach subtelnym iłem.
' Poniew aż osady ilaste diagenezują szybko, w aru n k i sprzyjające dla tw o rzen ia się olbrzym ich ilastych prądów zawiesinowych u sta ją w m o
m encie usunięcia ze skłonów wałów powierzchow nej w arstw y nie zdia- genezowanego osadu. P rąd y zawiesinowe pow stające w dalszym ciągu na podnoszących się kordylierach niosą w praw dzie w ielkie masy piasków (które bardzo późno u leg ają cem entacji), ale ilość świeżej koloidalnej zawiesiny ilastej jest m niejsza. Gorsze są zatem w arunki dla tw orzenia się i zachowania s tru k tu r wirowych. Tym należy w yjaśnić fak t b rak u w irowców w w arstw ach krośnieńskich i ich w ystąpienia ograniczone do serii przejściow ej.
Na zakończenie należałoby jeszcze zwrócię uwagę na zagadkowe spękania w rdzaw ym piaskow cu podścielającym spiaszczony łupek z to- czeńcami wirowymi. Sposób w ykształcenia tych spękań (tabl. X, fig. 1) nasuw a przypuszczenie, że .mogły one w ytw orzyć się w w olnych w i
rach w spływ ającej ,,brai“ piaszczystej. N iestety nie znam y p rzek ro ju prostopadłego do osi tych s tru k tu r i to nie pozw ala na w yciągnięcie pew niejszych w niosków odnośnie do genezy tych spękań. Należy jednak podkreślić, że te n typ spękań nie pojaw ia się w innych ław icach pias
kowcowych.
W yniki tej pracy zostały przedstaw ione na posiedzeniu naukow ym Polskiego Tow arzystw a Geologicznego w K rakow ie 25. XI. 1956. J e s t naszym m iłym obowiązkiem podziękować w ty m m iejscu prof. drow i M. K s i ą ż k i e w i e ż o w i , prof. drow i A. G a w ł o w i oraz prof.
drow i H. S w i d z i ń s k i e m u za dyskusję w trak cie pisania tej pracy.
P racow nia G eologiczno-Stratygraficzna Polskiej A k adem ii Nauk
w K rakow ie
Zakład G eologii U J w K rakow ie Stacja K arpacka Instytutu G eologicznego
w K rakow ie
W YKAZ LITERATURY REFERENCES
1. B o s w e l l P. H. G. (1948), A prelim inary ex a m in a tion of the thixotropy of som e sedim entary rockc. Quart. Journ. Geol. Soc. London vol. 104.
2. B o s w e l l P. H. G-. (1949), T hixotropic and allied phenom ena in geological de
posits. Proc. L i ver po ol Geol. Soc. voL 20.
3. D ż u ł y ń s k i St. i R a d o m s k i A. (1955), Pochodzenie śla d ó w w leczen ia na tle teorii prądów zaw iesinow ych . (Origin of groove casts in th e lig h t of tur
bidity currents h y p o th e s is . A c t a Geol. Pol. voL 5.
4. G a w e ł A. (1950), O procesach sylifik acji w karpackich utw orach fliszow ych (La silifica-tion dans le F ly sch Carpathique), Roczn. P. T. Geol. (Ann. Soc. Geol.
Pol.), vol. 20.
5. H e e z e n В. С. & E w i n g M, (1955), O rlean sville earthäu ake and turbid ity currents. Bull. Ame r. Assoc. Petrol. Geol., vol. 39.
6. J a s k ó l s k i St. (1931), M ateriały do geo log ii i petrografii fliszu karpackiego okolic R ym anow a. (Contribution to th e geology and petrography of the Car
pathian F lysch in th e v icin ity o f R ym anów ), S pr a w. P. I. Geol. (Bull. Serv.
Geol. Pol.), vol. 6.
7. J ü n g s t H. (1934), Zur geologischen B edeutung der Sunärese. Geol. R u n d schau, B. 25.
8. K i m u r a H a r u h i k o (1955), A fundam ental stu dy of sed im en tation (part 6)
— S ed im en ts produced by vortex. Journ. Soc. Geol. of Japan, vol. 61, N o 714., 9. K s i ą ż k i e w i c z M. (1952), U w a rstw ien ie frak cjon aln e i lam in ow an e w e f li
szu karpackim . (Graded and lam inated bedding in th e C arpathian Flysch), Roczn. P. T. Geol. (Ann. Soc. Geol. Pol.), vol. 22.
10. K u e n e n Ph. H. (1952), E stim ated size of the Grand B ank turbid ity surrent.
A m ar . Journ. Sci., vol. 250.
11. K u e n e n Ph. H. (1953), Graded bedding w ith observations on low er paleozoic rocks of B ritains. Ver. Ko n. Ned. Ak . Wett . A m sterdam , vol. 20.
12. K u e n e n Ph. H. & M e n a r d H. W. 1952), T urbidity currents, graded and non graded deposits. Journ. Sed. Petrology, vol. 22, n o 2.
13. M i e 1 e n z R. C. & K i n g M. E. (1955), P h y sica l-ch em ica l properties and engineering perform ance o f clay. California Div. Min., B u ll. 169.
14. O b e r c A. (1947), S tatigrap h ie des Couches de K rosno e n vertu des m ineraux lourds. Acad. Pol. Sci. Ć. R. m en s. Cl. sc. mat h, et nat. n r 4/6.
15. Ś w i d z i ń s k i H. (1930), B adania geologiczn e w okolicach R ym anow a (R e- cherch es geologiques dans les environ s de R ym anów , K arpathes), S p r aw . P. I.
Geol. (Bull. Serv. Geol. Pol.), vol. 5.
16. Ś w i d z i ń s k i H., W d o w i a r z J. (1951), P rzew odnik do w y cieczk i X X III Zjazdu P o lsk iego T ow arzystw a G eologicznego w K arpatach K rośnieńskich.
Roczn. P. T. Geol. (Ann. Soc. Geol. Pol.), vol. 21.
SUMMARY
A bstract: T his paper deals w ith th e isola ted sandstone ba lls fou n d in th e Eocene silts o f th e Carpathian Flysch . A ccording to th e proposed hypothesis th ese bodies w ere produced by vortices develop ed in m u d -flow s.
Geologists w orking in th e C arpathian Flysch are fam iliar w ith th e p eculiar sandstone balls occuring in th e U pper Eocene silts of th e M iddle C arpathians. They a re generally sm all elongated bodies im beded in silts or sandy shales of th e „Passage beds“ betw een th e M enilite (Upper Eocene) and K rosno (U pper Eocene-Oligocene), beds.
It has been thought th a t these isolated sandstone bodies are eith er concretions or pebbles.
They should not be considered concretions „sensu stricto “ since they are composed of closely packed angular grains of detrical quartz.
The clusters of these grains are enclosed in a silt w hich shows m uch less sand th a n th e balls in question. It is not intended how ever to be im plied th a t th e ir siliceous or even p y rite cem ent is not concretionary.
N eith er is th e term „pebbles“ applicablie, because m any of them show rough, irre g u la r surfaces and shapes (PI X, fig. 1, PI. X II, fig. 1).
Since the longer axes of th ese bodies are generally p erpendicular or steeply inclined to bedding planes, th e bodies discussed should not be id en tified w ith sand-balls or mud-,balls owing th e ir origin to slum ping of sediments.
T he present w riters suggest th a t th e balls in question w ere p ro d u ced by vortices developed in dense tu rb id ity cu rren ts or m ud-flow s.
According to th e proposed explanation of th e ir origin th e te rm „ s a n d s t o n e w h i r l - b a l l s “ w ill be used in this paper.
MODE OF OCCURRENCE OF THE SA N D STO N E W H IR L-BA LLS
O u t considerations w ill be restricted to th e outcrops of Passage beds exposed in th e W isłok valley n e a r th e Besko in th e vicinity of Krosno. It should how ever be emphasized, th a t th e m ode of occurrence an d th e stru c tu re of th e w hirl-balls found in o th er outcrops of Passage beds are sim ilar.
T he Passage beds in th e discussed cross-section are black shales and silts containing thick-bedded sandstones w hich show often slum p stru ctu res w ith contorted and displaced lenses of dolom itic siderites.
The beds showing no slum p stru ctu res are som ew hat less common. These beds ow e th e ir origin to th e tu rb id ity cu rren ts 1.
The direction of slide m ovem ents and th a t of c u rre n t m arks or groo
ve casts, displayed on th e bottom of sandstone lay ers im plies th a t th e source fo r sedim ents probably lay to th e W est w ith resp ect to th e p re sen t position of th e Passage beds.
The sedim ents w ere laid down in a restricted an d poorly ven tila
ted basin, deprived of oxygen and causing th e favorable condition for form ation of black-shales.
The balls in question are im bedded in silts (3 m thick) w ich pass dow nw ards into reddish sandstone (fig. 1). T he sandstone shows a slight graded bedding w hich m ay be detected by m icroscope only.
The passage from silt to sandstone is not sh arp ly m arked and ra th e r gradual. The d istin ct change of lithological properties is confined to 30 cm
„transition zone“ . We should re tu rn once m ore to th e significance of this zone fo r th e suggested mode of origin of th e sandstone w hirl-balls.
The low er surface of th e discussed sandstone displays m any smoo
th ed irreg u larites and poorly developed c u rre n t m arks. The basal p a rt of th e sandstone is v ery compact and frac tu re d p arallely to bedding (fig. 1). Q uartz grains in this p a rt range in dim ensions from 0,014 to
0, 25 mm. The m ean d iam eter is 0,05 mm. The grains a re cem ented by calcite, clayey substance and occasionally by silica.
The m iddle p a rt of th e sandstone is ra th e r poorly cem ented and friable. I t is due to th e increase of clayey substance in the m a trix and leaching off th e calcite. ,
Q uartz grains are fairly w ell sorted. T h eir d iam eter range from 0,014 to 0 , 1 0 mm. The m ean d iam eter is 0,04 mm. T h e lum ps and p a t
ches of clayey substance spread in th e m iddle and u p p e r p a rt of the bed are arranged in .siomewhat fluidal p attern . The fractu res p arallel to bedding are no m ore visible b u t th ere are very rem arkable fractu res of unknow n origin (PI. XI, fig. 1).
The size of th e grains in th e u p p e r p a rt of th e lay er discussed and in th e previously m entioned „transition zone“ is confined to a close range from about 0,014 to 0,07 mm. The m ean d iam eter is 0,03 mm.
As w as noted previously th e am ount of clay in this zone increases r a pidly and th e sandstone passes into th e typical silt.
1 M ost o f th e beds show ing slum p structures probably w e r e deposited p re
viou sly by turbidity currents, but after deposition th e sedim ents w ere s e t to m ove as subm arine slum ping s.
T hin slides of th is silt show fine isoleted grains of q u artz and glau
conite scattered in th e brow n m a trix of th e clay m atter. T here a re also sm all clusters of fine sand scattered at random in th e silt.
T he am ount of sand th e size of grains decrease gradualy upw ards.
These grains are how ever still visible up to th e 2,3 m above th e m en
tioned „T ransition zone“ .
Changes in th e am ount of sand m ay be readily determ ined by co
lo u r of silt. The low er p a rt of it is distinctly reddish, th e m iddle show gray o r brow n colours and ca 2 m above th e „transition zone“ th e sand grains are very scanty and th e shales are black. I t m ay be noted th a t the re d colour is probably due to th e oxidation of th e iron sulphide w hich is a common constituent of shales an d sanstones in th e Passage beds.
DESCRIPTIO N OF THE SA N D STO N E W H IR L-BA LLS
T he w hirl-balls m ay be of various shapes. Some are spindel-like or tu b u lar, some are ellipsoidal or spherical. N evertheless th ey all show circu lar or slighty ovoidal shape w hen seen in cross sections p erp en d icu lar to th e ir longer axis (PI. X, fig. 1, 2, PI. XI, fig. 2, PI. XII, fig. 1, 2).
It is evident th a t all these bodies m ay be form ed by th e rotation of a given mass of sand around the ro tatio n a x is .' G enerally this axis is n o t a straig h t line b u t it m ay be curved.
T he inclined axes of th e sand-balls found in th e cross-section of Besko a re tilte d w estw ards i.. e. in th e direction w here the tu rb id ity c u rren ts and slides came from.
T he w h ir-b alls range in dim ensions from 1 cm to several deci
m eters. The larg est h ith e rto found exem plar was ca 80 cm long.
It should how ever be em phasized th a t the w hirl-balls situ ated w ell above th e „transition zone“ are usually m uch sm aller th a n those n e a r it.
N evertheless it does not exlude th a t th e sm all balls a re ijfraquently found in th e low er p a rts of the exposed silts.
T he p resen t shapes of th e w h irl-b alls are som ew hat flattened. This appears to be due to th e compaction of sedim ents. D eform ations caused by com paction are m oreover clearly visible on th e surfaces of the balls.
These balls are usually sh arp ly defined from th e enclosing rock owing to th e differences betw een th e m aterial of th e balls and th a t of th e enclosing silt. Only th e w hirl-balls found in th e tran sitio n zone have som w hat less sh arp ly defined o u ter surfaces. The differences betw een th e balls and th e enclosing rock are in this zone sm aller th an above it.
The w hirl-balls are composed of fine sand particles of dim ensions ranging betw een 0,03 and 0,04 mm. Q uartz grains are w ell sorted and ex trem ely close packed. The chief cem enting m aterial is silica. T here is u su ally some am ount of p y rite of secondary origin. T he balls in question have also com paratively m ore glauconite th a n th e enclosing silt.
Since silica is o ften th e ir chief cem ent, th e w h irl-b alls m ay accu
m u late as resid u al debris and gravels w hen th e enclosing silts are w ashed out by differen tial w eathering.
The cem enting of some unw eathered balls is in some casses so stro n g th a t fractu res m ay occur across th e lam ination visible in polished sec
tions (see below).
In m any cases th e sandstone w h irl-b alls w hen seen in cross section along th e ir longer axis show succesive lam inae of clay m atter. These lam inae form usually th e surfaces of discontinuity slightly concave upw ards.
Q uartz grains if elongated m ay show also some orientation. They are lying approxim ately p arallel to th e surfaces in question, having at th e sam e tim e th e ir longer axes in th e plane w hich passes tro u g h the m ain axis of th e ball.
If th is m ain axis is perpendicular to bedding it is also th e axis of sym m etry for th e concave surfaces. This is not th e case w hen th e m ain axis of th e ball is oblique to bedding planes. The deviation m ay possibly be a ttrib u te d to la te r deform ation, i, e, tiltin g during th e com paction
of sedim ents.
The surfaces of discontinuity are probably th e p rim ary featu res of th e w hirl-balls. D uring diagenesis hydrogen sulphide (H2S) in so
lutions p e n e tra te d inw ards along th e surfaces discussed and crystalized as p y rite (fig. 2).
W eathered balls b reak alw ays into fragm ents along th e described surfaces of' discontinuity.
THE SEDIM ENTS PRODUCED B Y VO RTEX MOTION
A ccording to th e proposed hypothesis th e balls in question are p ro duced by vortical motion. We shall now discuss som e problem s conne
cted w ith sedim ents produced by vortical motion.
It is w ell know n th a t th e vortical m otion develops th e suction.
If th e centrifugal force is g re a te r in th e u p p er p a rt of th e v ortex haevy particles njav be raised along its axis.
The sw arm s of raised particles te n d to concentrate into ro tatin g clusters w hich freq u en tly show shapes sim ilar to th e shapes of th e balls discussed.
A lthoug vortices are very common types of m ovem ents in w ater, tu rb id ity currents, m ud-flow s etc., th ere is still very little know n about the sedim ents produced by such m ovem ents 1.
D etailed stu d y of actual sedim ents produced by v o rtex w as re cently published by H. K i m u r a (1955) 2.
The m entioned a u th o r estim ated experim entally angular velocities necessary to raise th e p articles of various specific w eight and dim en
1 T he vortical m otion in turbid ity currents is c lo sely connected w ith turbu
lent flow . The sign ifican ce o f turbulent flo w for th e sedim entation w as d e a r ly recognized and appreciated by m any authors (Ph. K u e n e n a n d H. M e n a r d 1952 and others). It is also know n th at w h ir lp o o ls play an 'important role in th e develop m ent of m any hieroglyphs e.g. current m arks.
|2 The paper of H. K i m u r a is unfortu nately published in Japanese w ith on ly a sh o rt E n glisch abstract. T he p r e sen t w riters are m uch indebted to Dr.
H a r u h i k o K i m u r a for sending them explanations in E nglisch of figures, and diagram s published in this paper.
sions along th e v ortex axis. The sections m ade by H. K i m u r a th ro u g h sedim ents produced by these artificial vortices show sorted m aterial form ing heaps and tu b u la r structures. Some sedim entary stru ctu res developed as heaps of so rted coarse m aterial o r „fossil enclosures“
( I j i r i a nd F u i t a ) 1 from T ertiary and Q u a rte rn a ry s tra ta of Jap an w ere considered by H. K i m u r a (1955) as sedim ents produced by vo r
tices.
I t should be noted how ever th a t all these stru ctu res produced a r
tificially or found in n a tu ra l conditions are form ed by settling down of raised particles a fte r th e vortical m ovem ent ceased. They do not re p resen t preserved v ortex stru ctu res in suspension. T he p resen t w riters
observed sim ilar heaps of coarse m aterial in th e K rosno Beds. These stru ctu res also m ay b e a ttrib u te d to th e vortices in tu rb id ity currents.
SUG G ESTED MODE OF O RIGIN OF THE SA N D STO N E W HIRL-B'ALLS
Since th e w h irl-b alls discussed are believed to be produced by vortices developed in m ud-flow s some general rem ark s should be ad
vanced about th e conditions governing- th e deposition of sandstone and silt layers in w hich these balls occur.
T he layers in questien w ere probably deposited b y dense tu rb i
dity cu rren ts and subaqueous m ud-flow s. Possibly th e sandstone bed as w ell as silt w ere laid down by th e sam e tu rb id ity -c u rre n t w hich in its late stage was transform ed into a m ud-flow. An altern ativ e explanation is th a t th e tu rb id ity c u rre n t w hich carried a n d deposited sand, triggered off an o th er c u rre n t or m ud-flow im m ediately following th e first one.
In e ith e r cases th e conditions preceeding th e deposition of silt w ere sim ilar, th a t is, th e m ud-flow or dense tu rb id ity c u rre n t loaded w ith clay flow ing across th e bottom ju s t lately covered by fine -g rain ed sands.
I t is im p o rtan t to bear in m ind th a t th is second c u rre n t o r m ud- -flow m ingled w ith san d deposited im m ediately before and th a t th e grains w ere se t in m otion once more, or th ey w ere not y et settled thoroughly. This accounts for th e previosly described „tran sitio n zone“
and fo r th e lack of a w ell defined borders b etw een th e sandstone bed and th e covering silt.
In such conditions even com paratively slow vortical m otion m ight be able to raise grains of sand (particulary as th ey w ere v ery fine) and concentrate th em along vortical axes. T here w ere, how ever, another agents w ich facilitated th e lifting of grains. I t should be noted th a t th e difference in w eig h t betw een these grains and th a t of w ater# loaded w ith m u d w as m uch sm aller th a n w ould be in th e case of p u re w a te t and sand. As w e shell see this explanation accounts fo r th e preserv atio n of vo rtical sedim ents suspended in silts.
I t h as been stated th a t th e grains lifted from th e floor ten d to pro
duce ro tatin g clustreis of tu b u la r or spindel-like shape.
W e have now come to th e point w hen th e question should be answ ered w hy th e suspended clusters did not settle down w hen the m ud flow ceased.
1 A fte r H. K i m u r a 1955.
It is ev id en t th a t such stru ctu res can be p reserv ed n e ith e r in atm osphere no r in w ater.
The favorable conditions for p reserv atio n of suspended v ortical stru ctu res may, how ever, ex ist in m ud-flow o r v ery dense tu rb id ity cu rren ts heavily loaded w ith clay since they rep resen t m oving colloidal systems.
It has been determ ined th a t syneresis — i. e. a spontaneous se
p aration of initially homogenous colloidal system in tw o phases is in some tim es alm ost instantenous. This is follow ed by a very rap id ce- sation of motion. It should be noted th a t th e addition of fin e sand to th e colloidal clay m aterial increses th e syneresis w hich according to R. G. M i e l e n z and M. B. K i n g (1955) atteins th e m axim um w ith 30% of sand and a fte r H. J ü n g s t (1934) w ith 20% of san d (by wight).
The exam ination of silts containing whirl->balls leads to th e con
clusion th a t they contain som ew hat less th an 30% by w eight of sand p articles w hich favored a ra p id syneresis.
As th e instanteous syneresis m ay be accelerated by agitation trough developm ent of. gels from dense geloids settled by grav ity or centrifuging (H eller 1937) 1 th e vortices m ight have played an im por
ta n t ro le in th e syneresis of th e silt discussed.
If th e suggested hypothesis should be accepted it m u st account fo r m any peculiarities observed in outcrops containing th e balls in question.
We shall now discuss some ch aracterist featu res of balls and th e ir occurences from this p o int of view.
It has been sta te d th a t th e axes of th e w h irl-b alls dip tow ards th e direction of tran slatio n al m ovem ent of th e m udflow. As w as pointed by Ph. K u e n e n (1953) th e bottom p a rt of tu rb id ity c u rre n t moves m ore rapidly th a n th e u p p er one. In such conditions th e ro tatin g elon
gated clusters of san d concentrated in th e cen tral p arts of vortices should be tilte d as th e low er p a rt of th e v ortex moves m ore rapidly th a n th e up p er one.
A nother charakteristic featu re of sand balls in question is th e ir — ex trem ly close packing.
I t is know n th a t th e m edium in w hich vortices develope m u st be rarified along th e vortical axis. If this m edium consists of colloidal clay and w ater system. The clay particles should be rem oved from th e cen
tra l p a rt of th e v ortex and th e raised q uartz grains a re suspended in m edium consisting largely of w ater. D uring th e s y n e re s is, th e sand clusters are com pressed and. th e grains m ust been packed together.
The ^proposed hypothesis accounts also for concentration of la rg e r balls in th e low er p a rt of th e silt and for th e slight grading of grains in various balls at d ifferen t levels.
The particles in th e cen tral p a rt of th e v ortex m ove along th e planes, roughly perpendicular to th e axis of vortex. This explains th e a rra n gem ent of elongated grains and perhaps accounts fo r th e existence of planes of discontinuity.
T here is a „tran sitio n zone“ at th e bottom of m ost silt layers w ith em bledded w hirl-balls. This zone shows som etim es irre g u la r stru ctu res
1 A fter R. G. M i e l e n z and M. B. K i n g 1955.
w hich m ay be com pared to th e „heaps“ described by ,H. K i m u r a (1955).
In few cases silts w ith em bedded w h irl-b alls lay on a w ashed out and w ell defined su rface of a sandstone. The w h irl-b alls in such silts w ere sm all and th e tu b u la r form s among them less common th a n in th e outcrops showing a „trasition zone” . P robably th e sm all balls in.
question w ere n o t developed directly from th e w ashed a u t sands below th e silt. It is suggested th a t th ey originated in o th er places w here th e conditions have been sim ilar to th a t of Besko section. The rotating clusters w ere afterw ard s carried aw ay from th e ir „b irth places“ by tran slatio n al m otion of th e m ud-flow . T he distance betw een th e „ b irth place“ of — th e clusters and th e place of th e ir deposition w as certainly v ery short. D uring th is course th e clusters h av e lost some sand by dispersion »what accounts for th e ir sm aller dimensions.
The sandstone w hirl-balls such as are discribed in th is paper although w idely distrib u ted are p ractically confined to a single stra - tigrafical u n it — th e Passage beds. Up to th e p resen t th ey have, not been rep o rte d from o th er beds.
Such re stric te d occurrence should be explained. The m udflow s w hich involved such favorable conditions w ere certainly r a r e in th e geological history of th e C arpathian geosynkline. This m ay be proved by th e rem ark ab le ra rity of silts w hich are sim ilar in ev ery respect to those of th e Passage beds in th e section of Besko.
D uring th e la te Eocen th e sedim entary conditions p revailing o v er the v a st areas of th e C arpathian geosyncline w ere1 certainly exceptio
nal. T he bottom w as covered by enorm ous q u an tity of fine black m ud w hich accum ulated during th e M ennilite sedim etation. Occasionally this bottom was covered by fine-grained sands carried over g reat di
stances by tu rb id ity cu rren ts of low density.
T he orogenic m ovem ents w hich took place at th e end of M enilite sedim entation w ere followed by d iferential u p lift of th e bottom . L arge m ud-flow s produced by sliding of unconsolidated m uds m ust have flow n down th e slopes of raising geanticlinal belts. The slopes w ere sh o rtly afterw ard s deprived o i th e cover of unconsolidated m uds. They have been still th e soure fo r sedim ents of th e Krosno' beds b u t slides and tu rb id ity cu rren ts involved m ore consolidated m uds and carried m ostly sand m aterial (which consolidates less rapidly th a n muds). C onsequently th e m ud-flow s grew sm aller and ceased. T he new conditions w hich p re vailed during th e sedim etation of th e K rosno beds w ere unfavorable for th e p reservation of vortical structures.
Laboratory of G eology and Stratigraphy,.
P o lish A k adem y of Science, C racow G eological D epartm ent, J a g iellon ia n
U n iversity of C racow
G eological In stitu te, Carpathian Station, Cracow.
