Kordyliera Śląska jako obszar źródłowy materiału klastycznego piaskowców fliszowych Beskidu Śląskiego i Beskidu Wysokiego (Polskie Karpaty Zachodnie)

(1)

T o m ( V o l u m e ) X X X V I I I — 1968 Z e s z y t ( F a s c i c u l e ) i K r a k ó w 1968

R A F A Ł UNR U G

KORDYLIERA ŚLĄSKA JAKO OBSZAR ŹRÓDŁOWY

MATERIAŁU KLASTYCZNEGO PIASKOWCÓW FLISZOWYCH BESKIDU ŚLĄSKIEGO I BESKIDU WYSOKIEGO (POLSKIE

KARPATY ZACHODNIE)

(Tabl. X V —X V I i 20 fig.)

The Silesian cordillera as the source of clastic material of the Flysch sandstones of the Beskid Śląski and Beskid W ysoki ranges

(Polish Western Carpathians)

(PI. X V — X V I and 20 Figs.)

S t r e s z c z e n i e . P rzedstaw iono ch arak terystyk ę piask ow ców tych ogn iw lito - stratygraficznych serii śląskiej, serii przedmagurskiiej i serii m agurskiej, których m ateriał k la sty czn y pochodził z kordyliery śląsk iej. P ia sk o w ce poszczególnych og n iw w y k a z u ją zm ienność składu m ineralnego zw iązaną zależnością w yk ład n iczą z w ielk o ścią ziarna. W apienne spoiw o, częste w p iaskow cach fliszo w y ch , mia ch a

rak ter p ierw otn y i odgryw ało w procesach transportu m a teria łu klastyczn ego przez prądy za w iesin o w e i sed ym en tacji 'baką sam ą rolę jaik m a trix detrytyczna.

Z m ienność składu p ia sk o w có w w badanych ,profilach pozw ala dokładniej od

tw o rzy ć p rzeb ieg erozji i w y p iętrza n ia kord yliery śląsk iej stanow iącej źródło m a  teria łu k lastyczn ego. W yróżniono cztery m egarytm y denudacyjne, podczas których b y ły d ź w i g a n e i erodow ane różne części kordyliery. Przeprow adzono próbę oceny szerokości k ord yliery i w ielk o ści jej w ypiętrzenia.

W STĘP

P ro b lem pochodzenia m a teriału klastycznego fliszu w iąże się ściśle z zagadnieniam i petrograficznej c h a ra k tery sty k i piaskowców fliszowych.

A naliza facjalna i sedym entologiczna basenu sedym entacyjnego fliszu K a rp a t oraz badania petrograficzne skał egzotycznych w ystępujących w zlepieńcach fliszowych w postaci otoczaków udokum entow ały istnienie śródgeosynklinalnych i m arg in aln y ch kordylier, które były w y piętrzane i erodow ane dostarczając m a teriału klastycznego w ypełniającego baseny sedym entacyjne poszczególnych serii fliszowych (J. N o w a k , 1927;

M. K s i ą ż k i e w i c z , 1956). Dla określenia składu kordylier oraz p rze

biegu ich erozji i w ypiętrzania niezbędna jest szczegółowa analiza serii osadowych pow stałych w w y n ik u tych procesów. Wiele d an y ch do roz

w iązania ty ch problem ów dostarczyć może analiza w ystępow ania drobnych okruchów skał w piaskow cach, co podkreślał już J. Z e r n d t (1924, 1927).

6 R o cznik Geologiczny to m XXXVIII

(2)

Analiza petrograficzna dostarcza też szeregu w ażnych d anych dotyczących sedym entacji fliszu.

W śród kordylier rek o n stru o w an y ch w polskiej części geosynkliny k a r packiej najw ażniejszą rolę o dgryw ała kordyliera śląska rozpoznana przez M. K s i ą ż k i e w i c z a (1935) przed przeszło trzy d ziestu laty. K o rd y liera ta rozdzielała baseny sedym entacyjne serii śląskiej i serii m agurskiej.

P ra c a niniejsza zaw iera ch a ra k tery sty k ę piaskowców fliszowych w w y

b ran y ch przekrojach serii śląskiej, serii przedm agurskiej i serii m a g u r

skiej w zachodniej części polskich K a rp a t fliszowych oraz próbę rek o n stru k cji związanego z ty m obszarem odcinka kordyliery śląskiej.

PRZEGLĄD DOTYCHCZASOW YCH B A D A Ń

Dotychczasow a znajomość składu petrograficznego ko rd y lier basenu sedym entacyjnego fliszu karpackiego o p a rta jest głównie na w ynikach petrograficznych badań egzotyków i porw aków tektonicznych skałek ze

w nętrznych. S tan wiadomości w ty m zakresie został zestaw iony ostatnio przez M. K s i ą ż k i e w i c z a (1965).

W badaniach piaskowców fliszowych K a rp a t prow adzonych przez pol

skich petrografów zaznaczały się dotychczas dwie przeciw staw ne te n dencje. P ierw sza z nich dążyła do opisu petrograficznego skał w profilach należycie udokum entow anych pod w zględem straty g raficzn y m i s tr u k tu raln y m (S. K r e u t z i A. G a w e ł , 1927), d ru g a w idziała w badaniach petrograficznych drogę do rozw iązania problem ów straty g raficzn y ch i stru k tu ra ln y c h w ty ch przypadkach, gdy inne m eto d y badań zawodziły (S. M a ł k o w s k i , 1923; Cz. J a k s a - B y k o w s k i , 1926; S. J a s k ó 1- s k i , 1939; Z. O b u c h o w i c z, 1957). Mimo że te n drugi k ie ru n e k badań nie zawsze uzyskiw ał zam ierzone cele, zasługą jego jest położenie nacisku na m etody ilościowe w badaniach piaskowców karpackich. W ostatnich latach oprócz opracow ań lokalnych (T. W i e s e r, 1963, il 966; S. W. A 1 e- x a n d r o w i e z, K. B o g a c z i S. W ę c ł a w i k , 1966) zaznaczają się dw a now e bardzo obiecujące k ie ru n k i badań: są to regionalne stu d ia p e

trograficzne w y b ra n y ch ogniw lito straty g rafic zn y ch (M. K a m i e ń s k i et al., 1963) lub serii (J. B r o m o w i c z i Z. R o w i ń s k i , 1965) oraz badania petrograficzne w ykorzystujące w szerokim zakresie w y n ik i b a dań sedym entologicznych i paleogeograficznych (A. S 1 ą c z k a i R. U n - r u g, 1966).

M ATERIAŁ

P ró b k i do ibadań petrograficznych piaskowców zostały zebrane z serii śląskiej i serii przed m ag u rsk iej w profilu Beskidu Śląskiego (J. B u r t a n, K. K o n i o r , M. K s i ą ż k i e w i c z, 1937), a z serii m agurskiej w za

chodniej części Beskidu Wysokiego (W. S i k o r a i K. Ż y t k o , 1960).

Badane były tylko te ogniw a litostratygraficzne w ym ienionych trzech serii, k tó ry ch m a te ria ł klastyczny pochodzi z k o rd y lie ry śląskiej (fig. 1).

W serii śląskiej bad an ia objęły odcinek profilu od spągu w a rstw godulskich po strop w a rstw krośnieńskich. P rz y jm u je się, że kordyliera śląska dostarczała już pew nych ilości m a te ria łu klastycznego w albie pod

czas sedym entacji w a rstw lgockich (M. K s i ą ż k i e w i c z, 1962). W pro

filu Beskidu Śląskiego i obszarów przyległych gruboziarniste piaskowce

(3)

i zlepieńce dolnych w a rstw godulskich zaw ierają jed n ak liczne otoczaki w a rstw lgockich i innych skal fliszowych (K. K o n i o r , 1938; M. K s i ą ż - k i e w i c z , 1951; W. N o w a k , 1957). Na odcinku polskich K a rp a t za

chodnich k o rd y liera śląska dostarczała znacznych ilości m a te ria łu k ia - stycznego począwszy od górnego cenomanu.

W serii przedm agurskiej zebrano próbki w profilu K am esznica—K o

niaków (Pochodzita). P ro fil ten odpow iada „północnej jednostce p rzed m a g u rsk ie j” wydzielonej przez J. B u r t a n i S. S o k o ł o w s k i e g o (1956).

Z serii m agurskiej próbki zebrano w północnych regionach facjalnych, w yznaczonych przez w ystępow anie w arstw inoceram ow ych, piaskow ców pasierbieckich i osieleckich, w a rstw hieroglifow ych, w a rstw p o d m a g u r- skich oraz glaukonitow ej facji piaskow ca m agurskiego.

K ażde z ogniw lito straty g raficzn y ch zostało sch arak tery zo w an e na podstaw ie 10 próbek. W przy p ad k u w ystępow ania w obrębie jednego ogniwa w yraźnie się różniących odm ian litologicznych ilość p róbek była powiększona, p rz y czym poszczególne odm iany były scharakteryzow ane na podstaw ie 5— 10 próbek. W p rzy p ad k u kilku cienkich i źle odsłonię-' tych ogniw litostratygraficznych ilość próbek była ograniczona do pięciu.

Ogółem zbadano: z serii śląskiej 102 próbki, z serii przedm agurskiej 20 próbek, z serii m agurskiej 102 próbki, razem 224 próbki. P ró b k i pobie

rano zarów no ze spągu, jak i ze stropu ławic frakcjonalnie w arstw o w a

nych wt celu uzyskania możliwie pełnego obrazu zm ienności składu p ia skowców związanej z wielkością ziarna.

B A D A N Y PR O FIL SERII ŚL Ą SK IE J

W profilu serii śląskiej pobrano próbki w dolinie W isły o raz w doli

nach potoków spływ ających z południow ych zboczy B araniej G óry (fig. 1).

N iew ielka ilość p róbek pochodzi z doliny Olzy w Istebnej i z potoków spływ ających ze zboczy Złotego Gronia.

B adany profil rozpoczyna się u spągu w a rstw godulskich, w których obrębie wydzielono szereg ogniw (J. B u r t a n , K. K o n i o r i M. K s i ą ż k i e w i c z, 1937).

P ro fil dolnych w arstw godulskich rozpoczynają gruboław icow e zle

pieńce i piaskowce, dla k tó ry ch ch a rak tery sty czn a jest obecność licznych otoczaków w apieni i biała b arw a zw ietrzałych pow ierzchni skały. P ró b k i z tego oddziału zebrano w kam ieniołom ie P oniw iec w U stroniu.

Wyższy oddział dolnych w arstw godulskich składa się z cienkoławico- w ych glaukonitow ych piaskowców krzem ienistych, przekładających się z szarozielonym i i czarnym i łupkam i. P ró b k i zebrano w potoku Suchym uchodzącym do Wisły w miejscowości W isła—Polana. Miąższość dolnych w a rstw godulskich w ynosi 600 m, w tym spągowe gruboław icowe zle

pieńce i piaskowce stanow ią 300— 400 m.

Środkow e w a rstw y godulskie o miąższości 400— 500 m sk ła d ają się z drobno- i średnioziarnistych piaskowców glaukonitow ych, średnio- i gruboław icowych, przekładających się z zielonym i i zielonoszarym i łup

kami. P ró b k i z piaskowców zebrano z odsłonięć w p raw y m zboczu doliny Wisły, naprzeciw ko ujścia potoku Jaw ornik.

G órne w arstw y godulskie o miąższości około 900 m składają się z trzech w yraźnie różniących się typów litologicznych. D om inującym typem są

6*

(4)

cienkoławicowe piaskowce glaukonitow e przekładające się z zielonym i i czarnym i łupkam i. W śród piaskowców cienkoławicowych w y stęp u ją grube w kłady gruboław icow ych i gruboziarnistych piaskowców skalenio

wych, a bliżej stropu tej serii rozw ija się soczewko w aty kom pleks zle-

Fig. 1. P o ło żen ie opróbow anych p ro filó w serii śląsk iej, przedm agurskiej i m agu r

sk iej. 1 — przedgórze i rów przedgórskii; 2 — płaszczow ina skolska; 3 — płaszczow ina podśląska; 4 — sk ałk i zew nętrzne; 5 — p łaszczow in a śląska; 6 — jed n ostk a przed- m agurska; 7 — płaszczow in a m agurska; 8 — p ien iń sk i pas sk ałk ow y; 9 — flisz

podhalański; 10 — Tatry; 11 — p rofile opróbow ane

Fig. 1. S itu ation of th e sam pled profiles of th e S ilesia n series, the Fore-M agura series and the M agura Series. 1 — Foreland and foredeep; 2 — S k o le nappe, 3 — Sub-^Silesian nappe; 4 — ex tern a l klippes; -5 — S ilesian nappe; 6 — Fore- -M agura nappe; 7 — M agura nappe; 8 — P ien in y K lip p en B elt; 9 — P odhale

fly sch ; 10 — Tatra Mts.; 11 — th e sam pled p rofiles

pieńców z M alinowskiej Skały. P ró b k i zostały zebrane w górnych w a rs t

w ach godulskich:

— z piaskowców cienkoławicowych w dolinie W isły poniżej połączenia W isły z potokiem M alinka oraz w najw yższej części doliny potoku B y stra na E od B araniej Góry;

— z gruboław icow ych piaskowców skaleniow ych w kam ieniołom ie w do

linie Wisły zn ajd u jący m się n a E zboczu cypla oddzielającego dolinę Wisły od doliny potoku Łabajów ;

— ze zlepieńców z M alinowskiej S kały z odsłonięć w korycie Wisły w Nowej Osadzie poniżej schroniska P T T K nad zaporą.

Na dolne w arstw y istebniańskie o miąższości około 1500 m składają się trzy ty p y litologiczne: gruboławicowe zlepieńce i piaskowce, żwirowce ilaste i w kłady cienlkoławicowych piaskowców odpow iadające w kładkom ,,typu inoceram ow ego” w yróżnionym na obszarze pogórza W iśnicko-Róż-

(5)

nowskiego (K. S k o c z y 1 a s - C i s z e w s k a i M. K a m i e ń s k i , 1959).

P róbki z tych trzech typów skał zostały zebrane w dolinie potoku B y stra na SE zboczach B araniej Góry.

G órne w arstw y istebniańskie są trójdzielne w profilu Beskidu Ś lą

skiego. S kładają się n a nie dolne łupki istebniańskie o zm iennej miąższości osiągające do około 150 m, górne piaskowce istebniańskie złożone z g ru boławicowych gruboziarnistych zlepieńców i piaskowców o miąższości do 150 m i górne łuplki istebniańskie o miąższości do 300 m. P ró b k i zostały zebrane z górnych piaskowców istebniańskich w dolinie potoku Janoska na S zboczach B araniej G óry oraz w dolinie Olzy w Istebnej.

Piaskow ce ciężkowickie rozw inięte są w Beskidzie Śląskim w postaci jednej lub dw óch soczewek gruboław icow ych zlepieńcow atych piaskow

ców. M aksym alna ich miąższość w ynosi około 200 m. P ró b k i zebrano z górnej soczewki piaskow ca ciężkowickiego rozw iniętej na W od doliny potoku Janoska oraz z dolnej soczewki odsłoniętej w dolinie tego potoku.

W arstw y hieroglifow e rozw inięte są w p ro filu potoku Jan o sk a jako zielone łupki z nielicznym i cienkim i ławicam i drobnoziarnistych piaskow ców. W wyższej części tego ogniw a piaskowce zanikają, a p ojaw iają się łupki czerwone. Miąższość w arstw hieroglifow ych wynosi około 200 m.

W arstw y m enilitow e zaw ierają w spągowej części profilu odsłoniętego na zboczach wzgórza Tyniok poziom gruboziarnistych piaskowców o m iąż

szości około 10 m. Poziom ten jest obecnie źle odsłonięty i próbki p ia

skowców zostały zebrane ze zw ietrzeliny.

W stropie w arstw m enilitow ych rozw ija się w profilu Tynioka piasko

wiec gródecki, gruboławicowy, grubo- lub drobnoziarnisty, glaukonitowy, osiągając miąższość do 50 m. P róbki z piaskowca gródeckiego zebrano na W zboczach Tynioka.

W arstw y krośnieńskie, osiągające 600 m miąższości, sk ład ają się z m i

kow ych piaskowców płytow ych, drobnoziarnistych, przekładających się z szarym i łupkam i. W części spągowej rozw inięte są lokalnie drobno

ziarniste piaskowce gruboławicowe, a część stropow a w ykształcona jest jako popielate m ikow e łupki m argliste. P róbki z piaskowców zebrano w potoku Janoska i na SW zboczach Tynioka.

B A D A N Y PR O FIL SERII PR ZEDM AGURSKIEJ

W profilu serii przedm agurskiej pobrano próbki w górnej części do

liny potoku K am eszniczanka i na N zboczach grżbietu Pochodzitej. O d

słonięta tu seria odznacza się .silnym rozw ojem facji p stry ch i szarych m arg li i p stry c h łupków w górnej kredzie i w eocenie. Zaw iera ona dw a ogniw a piaskowcowe: w a rstw y biotytow o-skaleniow e w ieku senońsko-pa- leoceńskiego i w a rstw y krośnieńskie w ieku oligoceńskiego.

W arstw y biotytow o-skaleniow e sk ła d ają się z piaskowców drobno- i gruboziarnistych, średnio- i gruboław icowych, glaukonitow ych, p rz e k ładających się z zielonoszarym i i czarnym i łupkam i. Miąższość ich w y

nosi około 200 m. P róbki z piaskowców w a rstw biotytow o-skaleniow ych zebrano w górnej części potoku Kameszniczanka.

W arstw y krośnieńskie składają się z piaskowców gruboław icowych, silnie mikowych, grubo- i drobnoziarnistych. Ł upki są w tej serii bardzo słabo rozw inięte. P ró b k i zebrano w kam ieniołom ach zn ajdujących się w grzbiecie Pochodzitej.

(6)

B A D A N Y PROFIL SERII M A G U R SK IEJ

W serii m agurskiej badaniam i objęto tylko te jednostki lito stra ty g ra - ficzne, k tó ry ch m a te ria ł klastyczny tran sp o rto w an y był z północy i po^

chodził z k o rd y lie ry śląskiej. Większość m a te ria łu zebrano w północnym i środkow ym regionie facjaln y m (W. S i k o r a i K. Ż y t k o, 1960) płasz- czowiny m agurskiej, w okolicy Sopotni Małej.

W północnym regionie facjalnym profil serii m agurskiej rozpoczynają w arstw y biotytowo-skaleniowe, zastępujące bocznie w arstw y inoceram ow e rozw inięte w regionie środkowym.

W arstw y biotytow o-skaleniow e składają się z piaskowców grubo- i średnioław icow ych, grubo- i drobnoziarnistych, zielonych i popielato

szarych, zaw ierających dużą ilość biotytu. Piaskow ce p rzek ład ają się z łupkam i szarymi, zielonym i i czarnymi. Miąższość w arstw biotytow o- -skaleniow ych osiąga 200 m. P ró b k i zebrano w lew obrzeżnym dopływie, uchodzącym do potoku Sopotnia M ała p rz y N k rań cu wsi o tej sam ej nazwie.

Pow yżej w a rstw biotytow o-skaleniow ych zalegają w północnym re gionie facjaln y m serii m agurskiej piaskowce z M utnego, tw orzące n ie

ciągły poziom składający się z kilku soczewek. Piaskow ce te są zwykle gruboław icowe, zlepieńcowate, grubo- i drobnoziarniste, p rzek ład ają się z łupkam i szarymi, zielonym i i czarnymi. M aksym alna miąższość p ia skowców z M utnego osiąga 200 m. P ró b k i zebrano w odsłonięciach w do

linie K oszaraw y w pobliżu wsi M utne oraz w nieczynnym kam ieniołom ie w Cięcinie, w dolinie potoku Cięcina.

W położonym dalej ku południow i środkow ym regionie facjalnym p ro fil serii m agurskiej rozpoczynają p stre łupki dolnego senonu, n a których zalegają w arstw y inoceramowe.

W w arstw ac h inoceram ow ych dom inują piaskowce drobnoziarniste, glaukonitow o-biotytow e, ciemnopopielate, grubo- i cienkoławicowe, p rze

kładające się z czarnym i i popielatym i łupkam i. Opisane piaskow ce s ta now ią ta k zw ane „w arstw y inoceram ow e n o rm a ln e ” osiągające miąższość około 400 m. W śród nich w y stę p u ją dw a inne typy litologiczne: piaskowce jasnopopielate przek ład ające się z p stry m i łupkam i oraz gruboław icow e gruboziarniste i zlepieńcow ate piaskowce przedzielane cienkim i w a rste w kam i jasnopopielatych łupków. Piaskow ce gruboław icow e w a rstw inoce

ram ow ych osiągają miąższość do 220 m (W. S i k o r a i K. Ż y t k o, 1960).

P ró b k i zebrano z w a rstw inoceram ow ych n o rm aln y ch na S od wsi Sopot

nia M ała w dolinie potoku Sopotnia M ała i w dolinie potoku R astoka stanowiącego p raw obrzeżny dopływ poprzedniego. P róbki z piaskowców gruboław icow ych zebrano w potoku Zim na Roztoka. Nie zebrano n ato m iast p róbek z w a rstw inoceram ow ych z w kładkam i p stry c h łupków, gdyż piaskowce w ty m typie litologicznym w y k azu ją k ie ru n k i tra n sp o rtu z SW, a zatem ich m a te ria ł klastyczny praw dopodobnie nie pochodzi z kord y liery śląskiej.

Pow yżej w a rstw biotytow o-skaleniow ych, piaskowców z M utnego i w arstw inoceram ow ych w y stę p u ją p stre łupki o miąższości około 120 m, zaw ierające cienkoławicowe, drobnoziarniste piaskowce b arw y szaronie- bieskaw ej. P ró b k i ty ch piaskowców zebrano w lew obrzeżnym dopływie potoku Sopotnia Mała, uchodzącym p rz y N krań cu wsi o tej sam ej nazwie.

P s tr e łupki zaw ierają w sw ej dolnej części w kłady gruboław icow ych g ru boziarnistych piaskowców i zlepieńców ciężkowickich. P ró b k i z ty c h p ia skowców zebrano w ty m sam ym potoku w Sopotni Małej.

(7)

K olejnym wyższym ogniwem serii m agurskiej są piaskowce pasierbieckie, o zm iennej miąższości osiągającej m aksym alnie około 350 m.

Są to gruboław icow e gruboziarniste piaskowce i zlepieńce przekładające się z zielonym i łupkam i, a lokalnie 'zawierające w kładki czerw onych łupków, popielatych m argli i b ru n a tn y c h łupków m arglistych z rad io la

rytam i. P ró b k i zebrano w Sopotni M ałej w dolinie potoku Rastoka, sta

nowiącego praw obrzeżny dopływ potoku Sopotnia M ała uchodzący na S od w si o tej sam ej nazwie, i w dolinie potoku Sopotnia M ała na N od ujścia potoku Rastoka. Piaskow ce pasierbieckie zaw ierają też ławice drob

no- i średnioziarnistych piaskowców glaukonitow ych zbliżonych do pół

nocnej glaukonitow ej facji piaskowca m agurskiego. Z tej odm iany p ia

skowców nie zebrano próbek.

W obszarze położonym dalej ku południow i w y stę p u ją w śród m argli łąckich średnio- i drobnoziarniste piaskowce glaukonitow e, rep rezen tu jące bardziej drobnoziarnistą odm ianę piaskow ców pasierbieckich, określaną jako piaskowce osieleckie (M. K s i ą ż k i e w i c z , 1956). P róbki tych p ia skowców zostały zebrane w dolinie potoku B y stra w Złatnej.

W a rstw y hieroglifowe, zalegające ponad piaskow cam i pasierbieckim i i osieleddm i, a częściowo zazębiające się z nim i składają się z cienko- ławicowych, drobnoziarnistych piaskowców m ikow ych, p rzekładających się z szarym i i zielonym i łupkam i. Miąższość w a rstw hieroglifow ych w y nosi około 400 m. P róbki z ty c h w arstw zebrano w potoku stanow iącym lew obrzeżny dopływ potoku Sopotnia Mała, uchodzący n a S od wsi o tej sam ej nazwie.

W arstw y hieroglifow e zaw ierają też ławice i grubsze w kłady piaskow ców ty p u pasierbieckiego, określane jako piaskowce pasierbieckie górne.

P ró b k i z ty ch piaskowców zebrano w dolinie potoku Sopotnia Mała, na S od wsi o te j sam ej nazwie.

W a rstw y podm agurskie reprezentow ane są przez łu p k i m argliste szare, niebieskaw e i brunatne,* zaw ierające litologicznie różnorodne piaskowce:

cienko- i gruboławicowe, drobno- i gruboziarniste. P ró b k i zebrano w lew o

brzeżnym dopływ ie potoku Sopotnia M ała uchodzącym n a N od w si o tej sam ej nazwie. M aksym alna miąższość w a rstw podm agurskich w ynosi 700 m.

P ro fil serii m agurskiej za m y k ają piaskowce m agurskie. P ró b k i ze

b ran o z północnej, glaukonitow ej facji ty ch piaskowców w górnej części doliny potoku Przyłęków , n a S od wsi o tej sam ej nazwie. M aksym alna miąższość piaskowców m agurskich w ynosi w ty m obszarze 1000 m.

W piaskowcach m agurskich zachodniej części Beskidu Wysokiego i w obszarach przyległych w y stę p u ją też in n e odm iany litologiczne pias

kowców: są to piaskowce ty p u pasierbieakiego, oraz piaskowce m ikow e drobnoziarniste i piaskowce gruboziarniste skaleniow o-m ikow e. W. S i- k o r a i K. Ż y t k o (1960) podają, że w szystkie te typy piaskowców w y k az u ją k ie ru n e k tra n sp o rtu m a te ria łu klastycznego z północnego wschodu. Piaskow ce m ikowe są jednak zbliżone do południow ej m ikow ej facji piaskowca m agurskiego i praw dopodobnie ich m a teriał nie pochodził z k o rd y lie ry śląskiej (M. K s i ą ż k i e w i c z , 1962). Piaskow ce środkowego i górnego eocenu serii m agurskiej z Beskidu Średniego i z re jo n u Babiej

G óry opisał ostatnio T. W i e s e r (1963, 1966).

(8)

SKŁAD MINERALNY PIASKOW CÓW

METODYKA

Dla każdego ogniwa litostratygraficznego lub w ystępującej w jego obrębie odm iany litologicznej oznaczono skład m in e ra ln y piaskowców przy użyciu stolika integracyjnego E ltinor z ośm iokanałow ym licznikiem, określając w p ro centach objętościowych zaw artość kw arcu, skaleni, łysz- czyków, okruchów skał, glaukonitu i spoiwa. W śród ziarn k w arcu w yróż

niono trzy typy: ziarn a m onokrystaliczne, ziarna polikrystaliczne (kwarc żyłowy) i ziarn a mozaikowo zgranulow ane (kwarc m etam orficzny), k tó ry c h zaw artość została podana rów nież w procentach objętościowych.

W poszczególnych szlifach liczono 200 punktów . Dokładność oznacze

nia składu m ineralnego określona na podstaw ie nom ogram u podanego przez L. van der P I a s i A. C. T o b i (1965) wynosi ± 2 —7% p rz y po

ziomie istotności 95%.

Skalenie scharakteryzow ano bliżej przeglądając wszystkie ziarna w y

stępujące w szlifie i zaliczając je do jednego z n astęp u jący ch typów:

ortoklazu, m ik ro p e rty tu ortoklazowego, m ikroklinu, m ik ro p e rty tu m ik ro - klinpwego i plagioklazu. W podobny sposób określono bliżej skład o k ru chów skał, w śród Iktórych w ydzielono: skały m agm ow e: granitoidy, m ik ro - p eg m aty ty i wylewowce, skały m etam orficzne: gnejsy, łupki mikowe:

biotytowe, m uskow itow e, chlorytow e i serycytow e oraz m etak w arcy ty , skały osadowe: w apienie 'organogeniczne i organodetrytyczne, w apienie krystaliczne, w apienie pelityczne, chalcedonity, i śródform acyjne okruchy łupków ilastych i mułowców. P o d an e w dalszej części p racy procentow e zaw artości poszczególnych typów skaleni i okruchów skał dotyczą zatem ilości ziarn i nie są bezpośrednio porów nyw alne ze składem m in e ra ln y m w yrażonym w procentach objętościowych.

Wielkość ziarna w badanych p róbkach wyrażono jako średnią z 50 po

m iarów średnic ziarn odrzutow anych na k ieru n ek p rzesu w u stolika m ik ro - m etrycznego. P odano też m aksym alną średnicę ziarn obserw ow anych w szlifach. Ze względów technicznych badaniam i objęto tylko piaskowce i drobnoziarniste zlepieńce, nie były natom iast badane zlepieńce grubo

ziarniste. Z otoczaków skał egzotycznych w ystępujących w zlepieńcach gruboziarnistych w ykonano szlify d la porów nania ich z okrucham i skał w ystępującym i w piaskow cach i drobnoziarnistych zlepieńcach.

SERIA S L Ą SK A — OPIS PETROG RAFICZNY (Fig. 2)

D o l n e w a r s t w y g o d u l s k i e

G ruboław icow e zlepieńce i piaskowce (tabl. XV fig. 1) Ś rednia wielkość ziarn: 0,20— 0,72 mm, m aksym alna 3,64 mm.

Skład: kw arc: 28,5—59,5%, średnio 47,4%; w ty m średnio: kw arc m ono- kry staliczn y 57,6%, kw arc polikrystaliczny 30.9%, kw arc zgranulow any

1 2 %.

S k a l e n i e : 1,5—6%, średnio 3,8%; w ty m średnio: ortoklaz 57,2%, m ik ro - p e r ty t ortoklazow y 15,2%, m ik ro k lin 1,7%, plagioklaz 25,9%.

Ł y s z e z y k i: 0— 3%, średnio 1,5%.

(9)

O k r u c h y s k a ł : 3—35%, średnio 13,6%; w tym średnio: skały m agm o

we 10%, skały m etam orficzne 37%, skały osadowe 53%.

G l a u k o n i t : 1,5—9%, średnio 4%.

S p o i w o : 16,5— 58,5%, średnio 29,8%.

Duże ziarna kw arcu powyżej 1 m m średnicy należą przew ażnie do k w arcu polikrystalicznego i zgranulowanego. Większość ziarn m o n o k ry - stalicznych w ykazuje rów nom ierne wygaszanie. Widoczna jest u m ia rk o w ana korozja ziarn kw arcu przez kalcytow e spoiwo. Sporadycznie w y stę

p u ją n a ziarnach kw arcu obwódki regeneracyjne.

Z iarn a skaleni są często zserycytyzow ane lu b skalcytyzow ane.

Łyszczyki są reprezentow ane przez m uskow it i b ru n a tn y biotyt, często schlorytyzow any i rzadszy biotyt zielony.

W śród okruchów skał przew ażają ilościowo skały osadowe rep reze n tow ane głównie przez różnorodne wapienie. W ystępują w apienie kalpio- nellow e z Crassicolaria parvula, w apienie glonowe z Globochaete, S to - miosphaera i Dasycladaceae Tow arzyszą im liczne o k ruchy chalcedonitu.

W śród skał m agm ow ych w y stę p u ją g ran ity ortoklazow e i w ylew ow ce — kw arcow e p o rfiry składające się z prak ry ształó w kw arcu, nieoznaczalnego skalenia- i biotytu w ystępujących w tle skalnym o pilotaksytow ej s tr u k turze. S kały m etam orficzne reprezentow ane ,są przez gnejsy ortoklazow e i ortoklazowo-plagioklazowe, łupki serycytow e, biotytow e, m uskow itow e i chlorytow e (łupki w ym ienione są tu w kolejności odpow iadającej czę

stości w ystępowania) oraz m etakw arcyty.

G laukonit w y stęp u je w postaci ziarn o ciemnozielonej barw ie i a g re

gatow ej polaryzacji św iatła. W większości próbek z ia rn a glaukonitu są kom pakcyjnie zdeform ow ane i ty lk o w próbkach o obfitym podstaw ow ym spoiwie m ają form y kuliste.

Spoiwo kalcytow e, podstaw owe, przekrystalizow ane ty p u poikilokla- stycznego jest ty p e m dom inującym ,. W ystępuje też spoiwo kalcytow e m ikrokrystaliczne podstaw ow e lub porowe. W próbkach gruboziarnistych w y stęp u je licznie w spoiwie d e try tu s litotam niow y i otw ornice. Również w pró b k ach gruboziarnistych o bserw uje się często wciskanie się ziarn k w arcu w okruchy wapieni. Z m alejącą śred n ią śred n icą ziarna rośnie zaw artość kw arcu, skaleni, glaukonitu i spoiwa. Zaw artość łyszozyków nie zm ienia się, a zaw artość okruchów skał spada.

Piaskow ce cienkoławicowe (tabi. XV fig. 2)

Ś rednia wielkość ziarn: 0,05—0,17 mm , m aksy m aln a 0,35 mm . S kład:

k w a r c : 36—61,5%, średnio 52%; w ty m średnio kw arc m o n o k ry sta li- czny 98%, k w a rc polikrystaliczny 1%, kw arc zgranulow any 1%.

S k a l e n i e : 5,5— 14%, średnio 10%.

Ł y s z c z y k i : 1— 19,5%, średnio 6,8%.

G l a u k o n i t : 0— 10%, średnio 4,5%.

S p o i w o : 15— 39%, średnio 26%.

K w arc reprezentow any jest niem al w yłącznie przez ziarna m o n o k ry - staliczne. Silnie rozw inięta regen eracja ziarn k w a rc u prow adzi do po

w stan ia agregatów k w arcy tu regeneracyjnego obejm ujących kilka do k ilk u n a stu ziarn. P rz y obliczeniu składu m ineralnego krzem ionkę reg e

n e ra c y jn ą u jęto łącznie z kw arcem klastycznym , gdyż granice ziarn klastycznych widoczne są tylko w nielicznych przypadkach.

1 A utor składa u przejm e p od zięk ow an ie doc. drow i S. G erochow i za oznaczenie m ikroskam ieniałości.

(10)

!OQ%

80 50 40

20

S - 4

a ,

ioo%

60

40 20

300% ^Q ^{F M} ^R ^{G S} ^{Qm Qp Qg} O MO M MM P I M S 1 0,5 0,25 0,125 0 ,0 6 2 mm

l Q O %

BO

S - 3

⁸⁰

60 40

60

40

20 2 0

IQQ% Q F M R G S Q m Qp Qg O MO M MM P ¹ ^C£ 0.25 Cg25 0,062 m m

lQO%

80

S - 1

60 40 20

r z u

a F M R G S S K Ł A D

C O M P O S IT IO N

Q m Qp Qg K W A R C Q U A R T Z

O MO M MM P S K A L E N I E FELDSPARS

I M S O K R U C H Y

S K A Ł R O C K S

1 0,5 0,25 0,125 q p 6 2 m m

ŚR EDN IC E DIA METERS

Fig. 2. Ś red n i skład m in era ln o -p etro g ra ficzn y p ia sk o w có w serii śląsk iej i zależność sk ład u od średniej w ie lk o śc i ziarna (prawa kolum na). Skład: Q — kw arc; F — s k a  len ie; M .— łyszczyki; R — okruchy skał, G — glaukonit; S — spoiw o. Kwarc:

Qm — k w arc m onokrystaliczny; Qp — k w arc polik rystaliczn y; Qg — k w arc zgra- nulow any. S kalenie: O — ortoklaz, MO — m ikropertyt ortoklazow y, M — m ikroklin, MM — m ikropertyt m ik rok lin ow y, P — plagioklazy. O kruchy skał: I — sk a ły m a g  m ow e, M — sk a ły m etam orficzne, S — sk ały osadow e. O gniw a litostratygraficzne:

S-1 — d oln e w a r stw y g o d u lsk ie gru b oław icow e; Sh2 — d oln e w a r stw y godulskie cien k oław icow e; S -3 — środ k ow e w a r stw y godulskie, S -4 — górn e w a r stw y go

d u lskie gruboław icow e; S -5 — górne w a r stw y god u lsk ie cien k oław icow e; S-i6 — górne w a rstw y godulskie, zlep ień ce z M alinow skiej S k ały; S-7 — d olne w a r stw y is'tebniańskie, p ia sk o w c e gruboław icow e; S--8 — dolne w a rstw y isteb n iań skie, ż w i

ro w ce ilaste; S -9 — d olne w a r stw y istebniańskie, p ia sk o w ce cien k oław icow e;

S-10 — górne p ia sk o w ce isteb n iań skie; S ^ ll — p ia sk o w c e ciężk ow ick ie; S-12 — w a rstw y h ieroglifow e; S-13 — w a r stw y m en ilitow e, p ia sk o w ce spągow e; S-14 —

p ia sk o w ce gródeckie, S-15 — w a r stw y k rośn ień sk ie

Fig. 2. M ean com position of 'the san dston es of th e S ile sia n series and th e relation b etw een com position and m ean grain size (right colum n). Com position: Q — quartz;

F — feldspars; M — m icas; R — rock fragm ents; G — glauconite; S — cem ent and/or m atrix. Quartz: Qjn — m o n o cry sta llin e quartz; Q p — policrys'talline v ein quartz; Qg — p o licry sta llin e m etam orphic quartz. Feldspars: O — orthoclase; MO — orthoclase m icroperthite; M — m icrocline; MM — m icrocline microperthi'te; P — plagioclases'. Rock fragm ents: I — igneous rocks; M — m etam orphic rocks; S — s e  d im entary rocks. Form ations: S-1 — L ow er Godula B eds, th ick -b ed d ed ; S-2 — L o w er G odula beds, thin -b ed ded; S-3 — M iddle Godula beds; S -4 — U pper Godula beds, thick-bedded; S-5 — U pper Godula beds, thin bedded; S -6 — U pper Godula

(11)

8Q_

60 40 20

\oo%

S - 9

^G-^R-

M"

100%

80

>60

-1 / 1

31

CL

40 20

IO O & G F M R G S Q m Q p Qg O MO M MM P 2 1 0,5 0,25 0,125 CL062 mm

ioo%

QQ_

S - 8

ao

60 40

60

M' 40

20 a 2 0

,oo % a F M R G s QmQp Qg O MO M MM P I M S Op 0,25 CL 25 0.06 2mm

100%

SQ_

S - 7

60 40 20

IQQ%^Q F M R G S Qm Qp Qg O MO M MM P I M S 2 t 0.5 0,250,125 Q,062mm

1 0 0%

IOO%^a ^{F M} ^R ^G ^s ^{Qm Qp Qg} O MO M MM P I ^M s 0,5 0,25 0,125 0.06 2 mm

lOO %

80

S - 5

60

M SO

60

40 a 40

2 0 20

Gt F M R G 5 Q m Qp Qg SKŁAD

C O M P O S I T I O N

KWARC Q U A R T Z

S K A L E N IE F E L D S P A R S

OKRUCHY SKAŁ R O C K S

1 0J5 0,25 0,125 0,062mm Ś R E D N IC E

D IA M E T E R S

beds, M alinow ska S k ała conglom erates; S-7 — L ow er Is'tebna beds, th ick -b ed d ed sandstones; S-i8 — L o w er Istebn a beds, p ebbly m udstones; S -9 — L ow er Istebna beds, thin -b ed ded sandstones; S-10 — U pper Istebna sandstones; S - l l — C iężk ow ice sandstones; S-12 — H ieroglyp h ic beds; S-13 — M en ilite beds, b a sa l sandstones;

S-14 — Gródek sandstones; S-45 — K rosno beds

Skalenie są silnie zserycytyzow ane i bliżej nieoznaczalne. Z tego po

w odu nie określono ilościowych stosunków pom iędzy różnym i rodzajam i skaleni.

W śród łyszczyików przew aża biotyt często zhydratyzow any lub schlo

rytyzow any. C h arak tery sty czn e jest w ystępow anie zielonego biotytu, k tó rem u tow arzyszy bio ty t b ru n a tn y . M uskow it i ch lo ry t (pennin) w y

stę p u ją w m niejszych ilościach.

G laukonit o bladozielonej barw ie tw orzy kuliste ziarna w ykazujące

(12)

ioo%

6Q_

60 40

S-15

(0 0^%

20^.

80

S -14

^S ⁱ⁸⁰

60 .. -M

~F 30

40

a

40

20

j

²⁰

_ _ |— — |__ , I

ioo&Q F M R G S Qm Qp Qg ' Ofi 0,25 0,125 0,062mm

iao%

6Q_

S - 1 3

³⁰

60 90

40 a _{_40}

20 i 20

IQQ%Q F M R G S Q m Q p Qg 0£ 0,25 0.125 0,062mm

jOO%.

80

S - 1 2

60 40

20

~1---1

IOO*^{Q F} ^M ^{R G} ^S ^{Q m}

M

80 60 40 20

2 1 0^5 0,125 0,062 mm

i1J

i!;• i i

ito

o00 s 1 00

6 0

1 R-

F M

6 0

4 0 Q 4 0

2 0 — 20

n ~ I . __ , ' 1

IOO%

b o

S - 1 Q

_-Ri ^100«⁸⁰

60 60

40 ^A 40

20 20

GL F M R G S SK Ł A 0

C O M P O S I T I O N

Q m Q p Qg KWARC Q U A R T Z

O MO M MM P SKALENIE FELD SPAR S

I M S ł 1 (\5 0^5'<V25 0,052 OKRUCHY Ś R E D N IC E

SKAŁ D IA M E T E R S ROCKS

agregatow ą polaryzację światła. Tylko nieliczne ziarna glaukonitu są kom pakcyjnie spłaszczone.

Spoiwo serycytow o-chlorytow e im pregnow ane jest chalcedonem a nie

kiedy zabarw ione tlenkam i żelaza na kolor b ru n a tn y . S poradycznie obser

w uje się re lik ty spoiwa kalcytowego, w ypierane przez krzem ionkę regene

ru jąc ą ziarna kw arcu.

Z m alejącą średnią średnicą ziarna ispada zaw artość kw arcu, skaleni i glaukonitu, rośnie natom iast zaw artość łyszczyków i spoiwa.

(13)

Ś r o d k o w e w a r s t w y g o d u l s k i e

Ś red n ia średnica z iarn 0,10— 0,23 mm , m aksy m aln a 0,99 mm . Skład:

k w a r c 43— 59%, średnio 49,3%; w ty m średnio: kw arc m onokrystaliczny 88,6%, k w a rc polikrystaliczny 9,7%, k w arc zgranulow any 1,7%.

S k a l e n i e : 13— 22,5%, średnio 18%; w ty m średnio: ortoklaz 65%, m ik ro - p e r ty t ortoklazow y 3,2%, m ik ro k lin 1,6%, plagioklaz 30%.

O kruchy skał napotkano ty lk o w jednej próbce, w ilości 5,5%.

G l a u k o n i t : 1-—5,5%, średnio 2,6%.

S p o i w o : 15,5— 28%, średnio 21,6%.

Z iarn a k w a rc u m onokrystalicznego w y k azu ją w przew adze faliste w y gaszanie. R egeneracja kw arcu jest silnie rozw inięta i prow adzi do pow sta

w ania kilkuziarnow ych agregatów k w arcy tu regeneracyjnego. (K. S m u l i k o w s k i , 1946). Na obwodzie ziarn klastycznych w zrost obwódek reg en eracy jn y ch jest lokalnie pow strzy m y w an y przez spoiwo.

Z iarn a skaleni są często izserycytyzowane. Stw ierdzono w ystępow anie alb itu szachownicowego w m ikropegm atycie, a w śród plagioklazów ozna

czono albit do A n6 i andezyn A n34_36.

Łyszczyki reprezentow ane są głównie przez 'biotyt b ru n a tn y i zielony często zhyratyzow any lub schlorytyzow any. O bserw uje się kom pakcyjne deform acje biotytu. Muiskowit w y stęp u je rzadziej, w w yraźnie w iększych blaszkach niż biotyt. C hloryt je st częsty, niekiedy zglaukonityzowamy.

O kruchy skał napotkano w tej serii ty lk o w jednej próbce, w której w y stę p u ją granitoidy, gnejsy, łupki biotytowe, łupki serycytow e i w apień peli tyczny.

Z iarn a glaukonitu są często kom pakcyjnie zdeformowane. P rzew ażają ziarna o intensyw nie zielonej barw ie, ale w y stęp u ją też ziarna w yblakłe, bladozielone. Większość ziarn w ykazuje agregatow ą polaryzację św iatła, lecz spotyka się też ziarna krystalicznie jednorodne. Dość częste są p ro d u k ty glaukonityzacji chlorytu.

Spoiwo składa się z oliwkowożółtych drobnołuseczkow ych agregatów o w ysokich b arw ac h in te rferen c y jn y ch reprezen tu jący ch praw dopodobnie

folidoid (K. S m u l i k o w s k i 1955). Spotykane są re lik ty spoiw a kalcytowego. Spoiwo krzem ionkow e reg en eracy jn e w ystępujące we w szystkich próbkach zostało zaliczone do kw arcu, gdyż dokładne określenie konturów ziarn klastycznych i w ydzielenie krzem ionki reg en eracy jn ej nie jest możliwe.

Z m alejącą średnicą ziarna spada zaw artość kw arcu a nieznacznie rośnie zaw artość skaleni, łyszczyków i glaukonitu; w yraźniej natom iast w z ra sta zaw artość spoiwa.

G ó r n e w a r s t w y g o d u l s k i e Piaskow ce gruboławicowe

Ś red n ia średnica ziarn 0,22— 0,50 mm, m ak sy m aln a 2,89 mm . Skład:

K w a r c : 32— 48%, średnio 38,7%; w tym średnio: k w arc m onokrystali

czny 52%, kw arc polikrystaliczny 39,2%, kw arc zgranulow any 7,7%.

S k a l e n i e : 9,5— 18,7%, średnio 13j5%; w tym średnio: ortoklaz 57,2%, m ik ro p e rty t ortoklazow y 15,2%, m ikroklin 1,65%, plagioklaz 25,9%.

Ł y s z c z y k i : 0,5— 14,5%, średnio 3,5%.

O k r u c h y s k a ł : 9,5—29,5%, średnio 18,2%; w tym średnio: skały m ag m ow e 26%, sk a ły m etam orficzne 67%, skały osadowe 7%.

G l a u k o n i t : do 2%, średnio 0,8%.

S p o i w o : 19— 31%, średnio 24,3%.

(14)

Z iarna kw arcu m onokrystalicznego w ykazują faliste w ygaszanie św ia

tła. Z aw artość k w arcu polikrystalicznego i zgranulow anego n ie w y k azu je system atycznych zm ian zależnych od średniej średnicy ziarn w próbce.

W śród skaleni pow szechna je st zaczątkow a serycytyzacja. C h a ra k te ry styczna jest obecność częściowo zalbityzow anych z iarn ortoklazu. Z p la- gioklazów oznaczono andezyn A n30_36.

Łyszczyki reprezentow ane są głównie przez bio ty t zielony, rzadziej b ru n atn y , często schlorytyzow any i w różnym stopniu zhydratyzow any.

Muskowit, w y stęp u jący w postaci dużych blaszek, i chloryt (pennin) obecne są w m niejszych ilościach. O kruchy skał w y stęp u ją bardzo licznie.

W śród skał m agm ow ych w yróżniono: granitoidy ortoklazow o-m ikroklinow e z widoczną albityzacją ortoklazu, g ranitoidy ortoklazow o-biotytowe z widoczną albityzacją ortoklazu (b ru n a tn y bio ty t jest taki sam jak b io ty t detrytyczny). S kały m etam orficzne reprezen to w an e są przez gnejsy plagioklazowe, biotytow o-ortoklazow o-plagioklazow e, m uskow itow o-ortoklazowe, gnejsy chlorytow e ze zalbityzow anym ortoklazem , gnejsy plagioklazow o-m uskow itow o-chlorytow e, łupki m uskow itowe, biotytowe, sery- cytowe i chlorytow e (łupki w ym ienione w kolejności odpow iadającej częstości w ystępow ania) oraz m etak w arcy ty . W śród skał osadowych n a potkano: chalcedonity z k w arcem detry ty czn y m , pelityczne w apienie

(wśród nich 1 ziarno w apienia kalpionellowego) oraz w apień piaszczysty z otw ornicam i.

G laukonit w y stę p u je w postaci ziarn nieco kom pakcyjnie zdeform o

w anych. C h arak tery sty czn a jest obecność obok z iarn o agregatow ej pola

ryzacji św iatła, rów nież dość licznych ziarn krystalicznie jednorodnych z widoczną łupliwością.

Spoiwo w ykształcone jest w postaci porow o-kontaktow ej m a trix detrytyczno-iłow ej z drobnym i łuseczkam i serycytu i chlorytu. W nie

któ ry ch próbkach w y stęp u ją drobinę ilości spoiw a kalcytowego.

Z m alejącą średnią średnicą ziarn rośnie zaw artość kw arcu, łyszczy- ków i glaukonitu, a spada zaw artość skaleni okruchów sk a ł i spoiwa.

Piaskow ce cienkoławicowe

Ś rednia średnica ziarn 0,09— 0,29 mm, m aksym alna 0,53 mm. Skład:

k w a r c : 50— 65,5%, średnio 61%; w ty m średnio: kw arc m o n o k ry stali- czny 94,6%, kw arc polikrystaliczny 4,7%, k w arc zgranulow any 0,7%.

S k a l e n i e : 4— 17%, średnio 12,8%.

Ł y s z c z y k i : 0,5—7%, średnio 3,6%.

G l a u k o n i t : 0—3%, średnio 1,7%.

S p o i w o : 14,5—28,5%, średnio 21%.

K w arc rep rezen to w an y jest głównie przez ziarna m onokrystaliczne, w ykazujące w większości faliste wygaszanie. Obwódki reg en e ra cy jn e są silnie rozw inięte i łączą poszczególne ziarn a k w arcu tw orząc k ilk u ziar- now e ag reg a ty k w a rc y tu regeneracyjnego. Skalenie są silnie zserycytyzowane, niekiedy skalcytyzow ane i ilościowo bliżej nieoznaczalne. S tw ie r

dzono obecność ortoklazu i plagioklazu. W śród łyszczyków przew aża biotyt b ru n a tn y , zazwyczaj w różnym stopniu zhydraty zo w an y lub zchlorytyzo- w any. C hloryt i m uskow it w ystępują, często.

O kruchy skał są praktycznie nieobecne w ty m ogniwie. Stw ierdzono tylko jeden o kruch granitoidu i jeden okruch łupku serycytowego.

G laukonit tw orzy bladozielone ziarna o agregatow ej polaryzacji św ia

tła, nieco kom pakcyjnie zdeform ow ane.

(15)

D om inującym typem ' jest spoiwo kalcytowe, przekrystalizow ane, rz a dziej m ikrokrystaliczne. W spółw ystępuje spoiwo kw arcow e reg en eracy jn e (ujęte ilościowo razem z kw arcem ), rzadziej chalcedonowe. W n iektórych pró b k ach zauw aża się obecność m a trix chlorytow o-iłow ej.

Zlepieńce z M alinowskiej S kały

Ś red n ia średnica ziarn 0,20— 1,71 mm , m aksym alna 10,19 mm. Skład:

k w a r c : 29,5— 72%, średnio 48,9%; w ty m średnio: k w arc m o n o k ry stali

czny 49,7%, k w arc polikrystaliczny 35,4%, k w arc zgranulow any 14,9%.

S k a l e n i e : 32— 55%, średnio 15,7%; w ty m średnio: ortoklaz 45,7%, m i- k ro p e rty t ortoklazow y 16,4%, m ikroklin 7,1%, m ik ro p e rty t m ikroklino- w y 4,6%, plagioklaz 26%.

O k r u c h y s k a ł : 1— 29%, średnio 14,1%; w ty m średnio: skały m agm o

G l a u k o n i t : obecny w ilościach poniżej 0,5%.

S p o i w o : 11— 29,5%, średnio 20,3%.

C h ara k tery sty c zn a jest w ysoka zaw artość k w arcu polikrystalicznego i zgranulowanego, zwłaszcza w próbkach gruboziarnistych. W ziarnach k w arcu m onokrystalicznego faliste w ygaszanie jest dość rzadkie. W p ró b kach o w apiennym spoiwie nie obserw uje się korozji ziarn kw arcu. Rege

n erac ja ziarn kw arcu zaznacza się silnie w p róbkach drobnoziarnistych.

W ystępow anie dużych świeżych ziarn ortoklazu, m ik ro k lin u i ich m ik ro p erty to w y ch odm ian jest cechą rzucającą się w oczy. P lagioklazy w y stę p u ją zw ykle w postaci m niejszych ziarn. W n ie k tó ry c h ławicach skalenie są silnie skalcytyzow ane, lecz na ogół są w yraźnie bardziej świeże niż w niższych ogniwach w a rstw godulskich.

Łyszczyki rep reze n to w an e są przez b io ty t b ru n a tn y i zielony zwykle w różnym stopniu zhydratyzow any lub schlorytyzow any oraz przez n ie

liczne d ro b n e blaszki m uskow itu. *

W śród okruchów skał m agm ow ych w ystępują: g ran ito id y ortoklazow e i ortoklazowo-plagioklazowe. S k ały m etam orficzne reprezentow ane są przez gnejsy ortoklazow o-m uskowitow e, plagioklazowo-ortoklazowe, g n ej

sy z m ik ro p e rty te m ortoklazow ym i m ikroklinem , gnejsy m ylonityczne i g ran u lity , łupki: sery cyt owe, m uskow itowe, bioty tow e i chlorytow e (wym ienione tu w kolejności odpow iadającej częstości występowania).

S kały osadowe reprezen to w an e są przez chalcedonity, w apienie pelityczne i w apienie organogeniczne podobne do w apieni w ystępujących w zlepień

cach dolnych w a rstw godulskich.

Nieliczne ziarna glau k o n itu w ykazują agregatow ą polaryzację św iatła bądź też są krystalicznie jednorodne.

Spoiwo jest silnie zróżnicowane. W ystępuje spoiwo kalcytow e p rze

krystalizow ane lub m ikrokrystaliczne (z ty m o statn im zw iązana jest kal- cytyzacja skaleni) oraz m a trix detry ty czn o - iłow o-serycytow a z im preg

nacjam i kalcytow ym i lub ze spoiwem kw arcow ym regeneracyjnym .

Z m alejącą średnią średnicą ziarn a rośnie zaw artość kw arcu, łyszczy- ków i spoiwa, m aleje natom iast zaw artość skaleni i okruchów skał.

D o l n e w a r s t w y i s t e b n i a ń s k i e Piaskow ce gruboław icowe

Ś red n ia średnica ziarn 0,2— 1,2 mm, m aksym alna 8 mm . Skład:

k w a r c : 54— 69,5%, średnio 65,6%; w ty m średnio: k w arc m onokrystali

czny 56,8%, kw arc polikrystaliczny 33,9%, kw arc zgranulow any 9,3%.

(16)

S k a l e n i e : 3— 13%, średnio 8,3%; w ty m średnio ortoklaz 55,5%, m ik ro p e r ty t ortoklazow y 20,2%, m ikroklin 3,7%, m ik ro p e rty t m ikro klinow y 1,4%,

plagi oklazy 19,1%.

Ł y s z c z y k i : 0—4%, średnio 2,3%.

O k r u c h y s k a ł: 1,5— 9,5%, średnio 6,2%, w tym średnio: skały m agm o

w e 49%, skały m etam orficzne 40%, skały osadowe 11%.

G l a u k o n i t : w y stęp u je w ilościach poniżej 1%.

S p o i w o : 13—-38,4%, średnio 22,5%.

Wielkość z iarn k w a rc u jest bardzo zróżnicowana. Z iarn a duże o śred nicach 2—8 m m należą do polikrystalicznego k w arcu żyłowego, d y n a m icznie zdeformowanego, w k tó ry m poszczególne k ry ształy o różnej o rie n ta cji optycznej k o n ta k tu ją ze sobą wzdłuż n ie reg u larn y ch zazębiających się granic. Z aw artość k w arcu polikrystalicznego i zgranulow anego n a j

wyższa jest w próbkach gruboziarnistych i spada z m alejącą średnią śre d nicą ziarna. Tylko nieliczne m onokrystaliczne ziarna kw arcu w ykazują faliste w ygaszanie światła.

W śród skaleni przew aża ortoklaz, ale w górnej części profilu dolnych w a rstw istebniańskich pojaw iają się w w iększych ilościach świeże ziarn a m ik ro p e rty tu ortoklazowego. Skalenie są na ogół słabo zserycytyzowane, n atom iast rzadko obserw uje się korozję skaleni p rzez k alcy t w próbkach o w apiennym spoiwie. Sporadycznie dostrzega się chlorytyzację skaleni.

W śród łyszczyków przew aża b ru n a tn y biotyt, zw ykle silnie p rz eo b ra

żony. M uskowit w y stęp u je w m niejszych ilościach.

O kruchy skał m agm ow ych reprezen to w an e są głównie przez różno

rodne granitoidy: ortoklazow e, ortoklazow o-m ikroklinow e, ortolklazowo- -m ik ro p erty to w e i plagioklazowe. W ystępują też nieliczne o k ru ch y m ik ro - p eg m aty tu ortoklazowego oraz o k ru ch y silnie zw ietrzałych i bliżej nie- oznaczalnych skał w ylew nych. S kały m etam orficzne reprezentow ane są przez gnejsy ortoklazow e i plagioklazowe oraz różnorodne łupki: bioty

towe, m uskow itowe, chlorytow e i serycytow e oraz m etak w arcy ty .

W śród skał osadowych przew ażają chalcedonity (radiolaryty), a spora

dycznie spotykane są o k ru ch y pelitycznego wapienia.

G laukonit w y stęp u je jako pojedyncze ziarna o żywej ciemnozielonej barw ie, nieco kom pakcyjnie zdeformowane.

Spoiwo jest zróżnicowane: najczęściej w y stęp u je m a trix detrytyczno- -serycytow a, niekiedy z w iększym i p artia m i izotropowej jasnoszarej su b stancji iłowej lub z rozproszonym drobnołuseczkow ym zielonkaw ym m i

n erałem przypom inającym folidoid. W próbkach pochodzących ze stropu ław ic i m a trix rozsiane są liczne k ry szta ły sy d e ry tu lub a n k e ry tu z b r u n a tn y m i otoczkam i zabarw ionym i p ro d u k ta m i u tlen ien ia żelaza. Nieliczne próbki w ykazują obecność m a trix serycytow ej w spółw ystępującej z prze- k rystalizow anym spoiw em kalcytow ym .

Z m alejącą średnią średnicą ziarna m aleje zaw artość kw arcu i spoiwa, rośnie natom iast zaw artość skaleni i łyszczyków. Z aw artość okruchów skał nie w ykazuje w yraźniejszych zmian.

Żwirowce ilaste (tabl. X V fig. 3)

Ś rednia średnica ziarn 0,25— 0,50 mm, m aksym alna 8,62 mm . Skład:

k w a r c : 34,5— 59%, średnio 48,7%; w tym średnio: kw arc m o n o k ry stali- czny 50,5%, k w arc polikrystaliczny 31,4%, kw arc zgranulow any 17,9%.

S k a l e n i e : 4—8%, średnio 6,7%; w ty m średnio: ortoklaz 62,4%, m ik ro p e rty t ortoklazow y 23,9%, m ikroklin 2,2%, m ik ro p e rty t m ikroklinow y 0,6%, plagioklaz 10,9%.

(17)

Ł y s z c z y k i : O— 1%, średnio 0,5%.

O k r u c h y s k a ł : 1,5— 8%, średnio 3,9%, w ty m średnio: skały m agm o

G l a u k o n i t : w y stęp u je w ilościach poniżej 1%.

S p o i w o: 29—48%, średnio 39%.

K w arc w ystępuje w postaci ziarn o bardzo zróżnicowanej wielkości.

Z iarn a duże o średnicy powyżej 2 m m należą do polikrystalicznego k w arcu żyłowego dynam icznie zdeformowanego, w k tó ry m poszczególne kryształy 0 różnej orientacji optycznej k o n ta k tu ją wzdłuż n ie reg u larn y ch zazębia

jących się granic. Z aw artość k w arcu polikrystalicznego jest niezależna od średniej średnicy ziarna, a zaw artość k w arcu zgranulowanego spada z m a lejącą średnią średnicą ziarna. Na nielicznych ziarnach k w arcu obserw u je się duże obw ódki regeneracyjne.

W śród skaleni ziarna ortoklazu są silnie zserycytyzow ane, n atom iast m ikrokliny i plagioklazy są n a ogół świeże. W nielicznych ziarnach w i

doczna jest albityzacja ortoklazu.

Łyszczyki reprezentow ane są przez b io ty t b ru n a tn y i zielony, zazwy

czaj zhydratyzow any, oraz chloryt.

O kruchy skał m agm ow ych należą do granitoidów ortoklazow ych i p la - gioklazowych. W śród skał m etam orficznych w ystępują: g nejsy z ortoklazem lu b z m ik ro p erty tem ortoklazow ym , łupki biotytowe, m uskow itow e, chlorytow e i serycytow e oraz m etak w arcy ty . Skały osadowe re p re z e n to w ane są przez chalcedonity (częściowo radiolaryty) i pelityczne wapienie.

G laukonit w y stę p u je w ilościach poniżej 1%, w postaci bladozielonych ziarn kom pakcyjnie zdeform owanych.

Spoiwo stanow i bardzo obfita m a trix d etry ty czn o -sery cy to w a z w ięk

szymi p artiam i izotropowej, jasnoszarej substancji iłowej.

Z m alejącą średnią średnicą ziarn a rośnie zaw artość spoiwa, a spada zaw artość w szystkich składników ziarnistych, p rzy czym proporcje po m iędzy tym i ostatnim i zm ieniają się w niew ielkim stopniu.

Piaskow ce cienkoławicowe

Cienkoławicowe i drobnoziarniste piaskowce w y stę p u ją w dolnych w arstw ac h istebniańskich w p ro filu Beskidu Śląskiego (potok B y stra w Kamesznicy) w postaci dwóch w kładek, k tó ry c h obecność została za

sygnalizow ana we wcześniejszej pracy (R. U n r u g, 1963). W kładki te różnią się zarówno k ieru n k iem tra n sp o rtu m a te ria łu detrytycznego, jak 1 w pew n y m stopniu składem piaskowców.

W kładka niższa o miąższości około 15 m w ystępuje około 400 m ponad spągiem dolnych w a rstw istebniańskich. W arstw ow anie p rzek ą tn e w ska

zuje n a tra n sp o rt ku wschodowi z odchyleniem k u południow em u w scho

dowi. Ławice piaskowców o miąższości 3— 20 cm przekładane są czarnym i łupkam i piaszczystym i.

Ś red n ia średnica ziarn: 0,10— 0,45 mm, m aksym alna 1,29 mm . Skład:

k w a r c : 54—69%, średnio 62%; w ty m średnio: kw arc m onokrystaliczny 87,3%, kw arc polikrystaliczny 10,3%, kw arc zgranulow any 2,4%.

S k a l e n i e : 7,6— 17,5%, średnio 14,5%.

Ł y s z c z y k i : 1— 2%, średnio 1,7%.

O k r u c h y s k a ł : 0— 8,5%, średnio 2,1%.

G l a u k o n i t : 0— 3,5%, średnio 1,2%.

S p o i w o : 11,5—28,5%, średnio 18,9%.

M onókrystaliczne ziarna k w arcu w ykazują dość rzadko faliste w yga

szanie. W próbkach o kalcytow ym spoiwie rozw inięta jest silnie re g e n e ra

7 R o czn ik Geologiczny to m X X X V III

(18)

cja ziarn kw arcu, prow adząc do pow stania agregatów k w a rc y tu re g e n e ra cyjnego obejm ujących kilka do k ilk u n a stu ziarn. W próbkach o spoiwie ty p u m a trix d etrytyczno-serycytow ej re g e n e ra cja k w arcu nie w ystępuje.

Skalenie są .silnie zserycytyzow ane i ilościowo bliżej nieoznaczalne.

Łyszczyki reprezentow ane są głównie przez biotyt b ru n a tn y , rzadziej zie

lony, zazwyczaj w różnym sto p n iu zh y d raty zo w an y i zchlorytyzow any.

M uskow it w y stęp u je w m niejszych ilościach.

O kruchy skał w y stęp u ją tylko w piaskowcach śred n io ziarn isty ch i r e prezentow ane są przez granitoidy ortoklazow e, ortoklazow o-plagioklazow e i plagioklazowe.

G laukonit w ykazuje agregatow ą polaryzację św iatła. W p róbkach o spoiwie kalcytow ym ziarna glaukonitu m a ją kuliste kształty, bez widocz

n ych deform acji kom pakcyjnych, n ato m iast w próbkach o spoiwie ty p u m a trix detrytyczno-serycytow ej ziarn a glaukonitu są kom pakcyjnie zde

form ow ane.

Spoiwo jest dw ojakiego typu: część próbek posiada przekrystalizow ane spoiwo kalcytow e, k tó re m u tow arzyszy spoiwo kw arcow e regeneracyjne, zaliczone w obliczeniu składu mineralnego^ do k w arcu z pow odu b ra k u w yraźnych granic ziarn klastycznych. D rugi ty p spoiwa stanow i m a trix detrytyczno-serycytow a. Sporadycznie w ystępuje ty p m ieszany, w k tó ry m m a trix im pregnow ana jest kalcytem , a lokalnie ro zw ija ją się p a rtie objęte reg en e ra cy jn y m spoiw em kw arcow ym .

D ru g a w k ład k a piaskowców cienkoławicowych o miąższości około 15 m w ystępuje w ty m sam ym potoku około 200 m poniżej stro p u dolnych w arstw istebniańskich. P rz e k ą tn e w arstw ow anie w skazuje na tra n sp o rt m a te ria łu klastycznego ku południow em u zachodowi. Ław ice piaskowców 0 miąższości 3— 10 cm p rzekładane są czarnym i, rdzaw o w ietrzejącym i łupkam i.

Piaskow ce są bardzo drobnoziarniste, śred n ia śred n ica ziarn w ynosi 0,08— 0,09 mm . Z aw artość kw arcu, reprezentow anego w yłącznie przez ziarn a m onokrystaliczne w ynosi 42— 45%. Skalenie są zserycytyzow ane 1 bliżej nieoznaczalne, a ich zaw artość wynosi 4,5— 12,5%. Łyszczyki r e p r e zentow ane przez chloryt, b io ty t i rzad k i m uskow it w y stę p u ją w ilości 2,5%.

G laukonit w y stęp u je w ilości do 1% w postaci k u listy ch ziarn w y k a z u ją cych agregatow ą polaryzację św iatła. Obfite p rzekrystalizow ane spoiwo kalcytow e stanow i 42—47% skały.

W ystępow anie obfitego w apiennego spoiwa sugeruje możliwość w ią

zania pochodzenia m a te ria łu cienkoławicowych piaskowców z regionem podśląsko-frydeckim (por. F. S z y m a k o w s k a , J. M o r g i e l , 1964).

G ó r n e p i a s k o w c e i s t e b n i a ń s k i e (Tabl. XV, fig. 4) Ś rednia średnica z ia rn 0,17— 0,88 mm, m ak sy m aln a 4,82 mm. Skład:

k w a r c : 42— 62%, śred n io 48,5%; w ty m średnio: k w arc m onokrystalicz- n y 53%, k w a rc polikrystaliczny 35,5%, k w arc zgranulow any 11,5%.

S k a l e n i e : 12—25%, średnio 17,3%; w ty m średnio: ortoklaz 24%, m i- k ro p e rty t ortoklazow y 42,9%, m ik ro k lin 6,9%, m ik ro p e rty t m ikroklinow y

11,6%, plagioklazy 14,6%.

O k r u c h y s k a ł : 0— 11,5%, średnio 5,2%; w ty m średnio: skały m ag

mowe 66%, skały m etam orficzne 32%, skały osadowe 2%.

G l a u k o n i t w y stęp u je w ilościach poniżej 1%.

S p o i w o : 13— 41,5%, średnio 26%.

Duże ziarna k w arcu należą przew ażnie do k w arcu polikrystalicznego,