O niektórych przejawach diagenezy tzw. dolego wapienia węglowego Gór Bardzkich.

(1)

G E O L O G I A S L D E T I C A l»86 VOL. XXI, NR 2 l>l. ISSX (K17MOOX

O NIEKTÓRYCH PRZEJAWACH DIAGENEZY

TZW. DOLNEGO WAPIENIA WĘGLOWEGO GÓR BARDZKICH Some aspects of the diagenesis of the so-called

Lower Carboniferous Limestone of the Bardzkie Mts

Włodzimierz ŁAPOT

Katedra G e o c h e m i i , Mineralogii i Petrografii W y d z i a ł u N a u k o Ziemi Uniwersytetu Śląskiego

ul. Mielczarskiego 60, 4 1 - 2 0 0 S o s n o w i e c

S P I S T R E Ś C I

Streszczenie 129 W s t ę p 129 M e t o d a badań 131 K r ó t k a charakterystyka petrograficzna ska! 131

U w a g i o przejawach diagenezy 134

W n i o s k i 139 Literatura 139 S u m m a r y . 141

S T R E S Z C Z E N I E . U t w o r y tzw. d o l n e g o wapienia węglo- w e g o G ó r B a r d z k i c h o k r e ś l o n o j a k o a l l o c h e m i c z n e wapienie s p a r y t o w e (biosparrudyty, biosparyty, intrasparrudyty, intra- sparyty, pelsparyty). Zawierają o n e obficie reprezentowany ele- m e n t l i t o k l a s y c z n y (fragmenty g n e j s ó w s o w i o g ó r s k i c h , ziarna p o l i k r y s t a l i c z n e g o kwarcu, skalenie, minerały b l a s z k o w e ) . Ele- ment litoklastyczny cechują liczne z n a m i o n a rozkruszania (mikrospękania, r o z p a d w i ę k s z y c h ziarn na m o z a i k ę drobniej- szych, o s t r o k r a w ę d z i s t y c h f r a g m e n t ó w s p o j o n y c h tlenkami że- laza lub s u b m i k r o s k o p o w e j wielkości miazgą mineralną) i wietrzenia, z w ł a s z c z a skaleni i m i n e r a ł ó w b l a s z k o w y c h . Skały w ę g l a n o w e uległy u m i a r k o w a n e j diagenezie. W ś r ó d p r o c e s ó w d i a g e n e t y c z n y c h najintensywniej z a z n a c z y ł y się: rekrystaliza-

cja, mikrytyzacja i w c z e s n o d i a g e n e t y c z n a dolomityzacja. W rezultacie rekrystalizacji skały te uzyskały pokrój sparenitów, m i m o że uprzednie ich tło skalne s t a n o w i ł muł mikrytowy.

N i e z w y k ł ą o b f i t o ś ć a u t o g e n i c z n y c h kryształów kwarcu t y l k o w tle s k a l n y m jednej z ławic intrasparrudytów (w niektórych miejscach nawet o k o ł o 8 0 ° /0 objętości t e g o tła) zinterpretowa- no j a k o d o w ó d działalności wulkanicznej w obszarze sąsiadu- j ą c y m z e zbiornikiem bardzkim w k o ń c u w c z e s n e g o wizenu.

O m a w i a n e skały w ę g l a n o w e powstały w rezultacie szyb- kiej resedymentacji s ł a b o s k o n s o l i d o w a n y c h i luźnych m a t e - riałów, które p o w s t a w a ł y i g r o m a d z i ł y się uprzednio w ś r o d o - wisku p ł y t k o w o d n y m (ooidy, protoonkolity, b o g a t a i zróżni- c o w a n a fauna p ł y t k o w o d n a ) .

WSTĘP W profilu geologicznym utworów dolnego karbonu północnej części Gór Bardzkich Wajs-

prych (1978) wydzielił trzy główne jednostki lito- stratygraficzne (w kolejności ku górze): formację brekcji i zlepieńców z Nowej Wsi, formację pia- skowców ze Srebrnej Góry oraz melanżowy kompleks Zdanowa. Jednostki te najlepiej odsła- niają się wzdłuż południowej krawędzi bloku gnejsowego Gór Sowich (fig. 1).

Spągową część formacji z Nowej Wsi budują

osadowe brekcje gnejsowe oraz zlepieńce i pia- skowce gnejsowe, w których zwraca szczególną uwagę stosunkowo duży udział fragmentów silnie zmylonityzowanych i często diaftorycznie przeo- brażonych odmian gnejsów sowiogórskich (Pa- cholska 1978). Ponadto zawierają one pewną ilość, zwiększającą się stopniowo szczególnie w części stropowej, elementów węglanowych (prze- ważnie są to szczątki fauny — najczęściej trochity oraz okruchy wapieni biodetrytycznych).

17 - Geologia Sudetica, vol. XXI. nr 2.

(2)

130 W S O D Z I M I E R Z t A P O T

Fig. 1. Sytuacja g e o l o g i c z n a tzw. d o l n e g o wapienia w ę g l o w e g o p ó ł n o c n e j części G ó r Bardzkich. A — szkic g e o l o g i c z n y : a — utwory c z w a r t o r z ę d o w e ; b — utwory formacji p i a s k o w c ó w z e Srebrnej G ó r y ; c - utwory tzw. d o l n e g o w a p i e n i a w ę g l o w e g o (k - z a n i e c h a n e k a m i e n i o ł o m y ) ; d - utwory formacji brekcji i z l e p i e ń c ó w z N o w e j W s i ; e — skały krystaliczne G ó r S o w i c h ; / — kersantyt (górny karbon). B — u p r o s z c z o n y profil litologiczny formacji brekcji i z l e p i e ń c ó w z N o w e j Wsi (w r a m a c h tej

formacji występuje tzw. d o l n y wapień w ę g l o w y ) oraz formacji p i a s k o w c ó w z e Srebrnej G ó r y

G e o l o g i c a l position of so-called L o w e r C a r b o n i f e r o u s L i m e s t o n e in the northern part of the B a r d z k i e Mts. A — g e o l o g i c a l sketch: a — Quaternary d e p o s i t s ; b — s a n d s t o n e s of the Srebrna G ó r a F o r m a t i o n ; c — so-called L o w e r C a r b o n i f e r o u s L i m e s t o n e d e p o s i t s (k — inactive quarries); d — breccias and c o n g l o m e r a t e s o f the N o w a W i e ś F o r m a t i o n ; e — S o w i e Mts.

crystalline rocks; / — kersantite ( U p p e r Carboniferous). B - simplified lithological profile of breccias and c o n g l o m e r a t e s of the N o w a W i e ś F o r m a t i o n — g (including so-called L o w e r C a r b o n i f e r o u s L i m e s t o n e — m) and S a n d s t o n e s o f t h e Srebrna G ó r a

F o r m a t i o n (p).

(3)

PRZEJAWY DIAGENEZY TZW. D O L N E G O WAPIENIA W Ę G L O W E G O 131 Stropową część formacji z Nowej Wsi budują

skały węglanowe, określane niekiedy tradycyjnie mianem dolnego wapienia węglowego (Źakowa, Żak 1962; Oberc 1972; Chorowska 1973) lub - według nowszej propozycji — brekcjami i pia- skowcami wapiennymi (Wajsprych 1978). Ta ostatnia nazwa zdaje się sugerować, że mamy tutaj do czynienia ze skałami typu kalklitytów, (kalkarenitów, kalcyrudytów sensu Folk 1959). W rzeczywistości są to skały węglanowe, które nale- ży określić mianem allochemicznych wapieni spa- rytowych (biosparrudyty, biosparyty, intrasparrudyty, intrasparyty, pelsparyty itp.) z obficie niekiedy reprezentowanym elementem litoklasty- cznym (fragmenty gnejsów sowiogórskich, ziarna polikrystalicznego kwarcu, skalenie, minerały blaszkowe). Wspomniane skały węglanowe uległy niekiedy dość intensywnym przemianom diagene-

tycznym, z których największy wpływ wywarła rekrystalizacja; w rezultacie skały te uzyskały pokrój sparenitów. Zdaniem Wajsprycha (1978) osady te powstały w efekcie resedymentacji strefy szelfowej zbiornika, który miał się rozpościerać w końcu wczesnego wizenu na północ od kry gnej- sowej Gór Sowich.

Miąższość omawianej formacji jest zmienna;

malejąca w kierunku wschodnim od około 300 m w okolicy Nowej Wsi do blisko 60 m w okolicy Srebrnej Góry (Pacholska 1978). Równie zmienna jest miąższość występujących w jej stropie osa- dów węglanowych. Zmienia się ona w przedziale od kilku do kilkunastu metrów. W niektórych miejscach wapienie zastępowane bywają piaskow- cami o bardzo obfitym cemencie lub matrix węg- lanowym.

METODA BADAŃ Opracowanie oparto na badaniach mikrosko-

powych materiału skalnego pochodzącego z licznych w tym terenie odsłonięć sztucznych (zanie- chane kamieniołomy, skarpy przekopu kolejki), które rozmieszczone są wzdłuż wychodni tzw.

dolnego wapienia węglowego lub też je przecinają (fig. 1).

W trakcie prac terenowych wytypowano do badań mikroskopowych 42 próby skalne. Próby pobrane zostały w ten sposób, by możliwie do- kładnie i jednocześnie wszechstronnie odzwier-

ciedlały zróżnicowanie petrograficzne omawianych skał węglanowych.

Obserwacje mikroskopowe uzupełniono rezul- tatami barwienia preparatów odkrytych alizary- ną-S, czerwoną. Do badań mikroskopowych wykorzystano mikroskop petrograficzny Połam P-

113.

Uzyskane wyniki uzupełniono obserwacjami wykonanymi w 19 preparatach mikroskopowych wypożyczonych przez dr Kazimierę Malik, za które pragnę serdecznie podziękować.

KRÓTKA CHARAKTERYSTYKA PETROGRAFICZNA SKAŁ Za podstawę charakterystyki przyjęto klasyfi-

kację i nomenklaturę stosowaną przez Folka (1959, 1962). W celu określenia charakteru tekstu- ralnego skał wykorzystano klasyfikację Dunhama (1962), zmodyfikowaną nieco przez Embryego i Klovana (1972), której propozycję polskiego na- zewnictwa przedstawili ostatnio Narkiewicz i Śnieżek (1981) oraz Jaworowski (1982).

Biosparrudyty i biosparyty są to skały barwy ciemnoszarej, przeważnie dobrze uławicone. Ła- wice biosparrudytów mają przeważnie nieco większą miąższość w porównaniu z ławicami biosparytów. W poszczególnych ławicach rozmiary komponentów wahają się w bardzo szerokim przedziale od frakcji żwirowej do frakcji pyłowej.

Również w takich ławicach, które złożone są zasadniczo z najdrobniejszych frakcji alloche- mów, można niekiedy natrafić na elementy o

wielkości odpowiadającej frakcji żwirkowej.

Wskazuje to na przeważnie słabe wysortowanie omawianych biosparrudytów i biosparytów, choć należy stwierdzić, że spotykane są również ławice o wyraźnie lepszym wysortowaniu.

W skali preparatu mikroskopowego mikro- tekstury nie są widoczne.

Wchodzące w skład omawianych skał allochemy reprezentowane są głównie przez bioklasty i intraklasty. Towarzyszą im zmienne ilości ekstra- klastów, pelletów i pojedyncze ooidy. Allochemy te rozmieszczone są w niewielkiej przeważnie iloś- ci pseudosparytu, który stanowi współcześnie tło skalne. Pseudosparyt zastąpił wskutek rekrystalizacji pierwotnie tu występujący muł mikrytowy, stanowiący w przeszłości tło skalne omawianych utworów (powszechnie obserwuje się jego relikty).

Bioklasty reprezentowane są przez:

(4)

132 W S O D Z I M I E R Z t A POT

— różnej wielkości trochity liliowców i ich fragmenty,

— kompletne lub fragmentaryczne elementy skorup ramienionogów i małży,

— liczne fragmenty mszywi ołów, glonów wapiennych itp.,

— kolonijne i pojedyncze koralowce, niejednokrotnie mniej lub bardziej uszkodzone,

— skorupki ślimaków i ich fragmenty,

— kompletne skorupki otwornic, małżoracz- ków i innych podobnej wielkości mikroorganiz- mów (np. Calcisphaere).

Wśród największych bioklastów spotykane są najczęściej: trochity liliowców, mszywioły, glony wapienne, ramienionogi, małże i koralowce.

Większość dużych elementów szkieletowych jest przeważnie połamana lub też w mniejszym czy większym stopniu uszkodzona. Elementy te rzadko też wykazują oznaki obtaczania. Liczne niekiedy skorupki otwornic, małżoraczków i innych podobnej wielkości mikroorganizmów (np. Cal- cisphaere) nie przejawiają z natury rzeczy wyra- źniejszych oznak mechanicznych uszkodzeń.

Intraklasty reprezentowane są przez fragmenty biosparytów i biosparrudytów. Spotykane są tutaj również w niewielkim stopniu zrekrystalizo- wane fragmenty biomikrytów i biomikrudytów.

Istotne różnice między intraklastami o pokroju sparenitów i intraklastami o pokroju mikrytów polegają zasadniczo na stopniu rekrystalizacji ich tła skalnego (jakościowy skład bioklastów two- rzących je jest identyczny). Zarysy intraklastów są przeważnie owalne, mniej lub bardziej wyra- źnie wydłużone, rzadziej nieregularne.

Różnice między tłem skalnym i intraklastami bywają niejednokrotnie tak minimalne, że z tru- dem udaje się wyodrębnić pierwotne ich kontury w otaczającym tle skalnym (szczególnie gdy rekrystalizacja jest bardziej zaawansowana). Różnice między intraklastami i otaczającym je tłem skalnym polegają wówczas jedynie na braku w obrę- bie intraklastów większej ilości litoklastów, na innych rozmiarach wchodzących w ich skład bio- klastów oraz na braku lub mniejszym stopniu ich uszkodzeń. Warto przy tym zauważyć, że jakoś- ciowy skład bioklastów występujących w obrębie intraklastów i samodzielnie w tle skalnym jest nieomal identyczny (szczególnie w odniesieniu do grubszych frakcji bioklastów). W niektórych ławi- cach intraklasty dobrze odróżniają się barwą i stopniem przejrzystości od otaczającego je tła skalnego, które zanieczyszczone bywa zwęgloną substancją organiczną i drobnołuseczkowymi mi- nerałami ilastymi. Rozmiary intraklastów wahają

się w szerokich granicach od frakcji bardzo drob- nopiaszczystej do frakcji żwirowych.

Ekstraklasty reprezentowane są przez słabo obtoczone i ostrokrawędziste ziarna mono- i polikrystalicznego kwarcu, skaleni (mikroklin i pla- gioklazy), okruchy skalne (różne odmiany gnej- sów sowiogórskich) i minerały blaszkowe (chlory- ty, fengit, biotyt). Minerały blaszkowe mogą two- rzyć również nagromadzenia gniazdowe lub mikro- laminarne. Wśród skaleni dominują plagiokla- zy (oligoklaz An²o-22) zbliźniaczone przeważnie albitowo. Wiele ziarn skaleni jest w znacznym stopniu intensywnie zmętniałych wskutek kaolinityzacji. Proces kaolinityzacji postępował od brze- żnych części ziarn ku ich wnętrzu wzdłuż licznych

mikrospękań. Również pozostałą część ziarni- stych litoklastów (okruchy skalne, mono- i poli- krystaliczne kwarce) cechują liczne znamiona rozkruszania: mikrospękania, rozpad większych ziarn na mozaikę drobniejszych, ostrokrawędzi- stych fragmentów spojonych rdzawymi tlenkami żelaza lub submikroskopowej wielkości miazgą mineralną.

Pellety i ooidy oraz protoonkolity występują- ce w omawianych biosparrudytach i biosparytach należy zaliczyć do składników akcesorycznych.

Pellety są tutaj zaokrąglonymi, przeważnie wałeczkowatymi lub eliptycznymi agregatami nieprzejrzystego, mikrokrystalicznego kalcytu, bez widocznej wewnętrznej tekstury. Wielkość ich mieści się przeważnie w przedziale od 0,06 mm do blisko 0,2 mm. Formy mniejsze mają najczęś- ciej postać zbliżoną do kulistej, podczas gdy formy większe są zwykle wałeczkowato wydłużone.

Ooidy mają rozmiary mieszczące się w przedziale od 0,2 mm do 0,5 mm. Najczęściej są to ooidy powierzchniowe, złożone z detrytycznego jądra, którym jest przeważnie twardy fragment elementu szkieletowego, i z niewielkiej liczby otu- lających go powłok (dwie lub trzy), utworzonych z mikrokrystalicznego kalcytu o uporządkowanej orientacji (przy nikolach skrzyżowanych obserwuje się w korteksie wygaszanie przypominające figurę krzyża, jaką uzyskujemy w badaniach ko- noskopowych minerałów jednoosiowych).

Zagadnienie protoonkolitów zostanie natomiast szerzej omówione w tej części opracowania, w której omówiono mikrytyzację i cementację.

Tło skalne omawianych biosparrudytów i biosparytów stanowi przeważnie pseudosparyt z lepiej lub gorzej zachowanymi reliktami pierwotnego mułu mikrytowego, występującego uprzednio w roli tła skalnego. Pseudosparyt wyróżnia się tutaj dość dobrą przejrzystością, mimo licznie

(5)

PRZEJAWY DIAGENEZY TZW. D O L N E G O WAPIENIA W Ę G L O W E G O 133 występujących reliktów mułu mikrytowego i in-

nych mikrowrostków. Granice pseudosparytu z allochemami są przeważnie gradacyjne, nierówne, dyskordantne i mało kontrastowe. Granice po- między kryształami pseudosparytu, tworzącego współcześnie tło skalne, są ząbkowane, faliste i bardzo nierówne. Pseudosparyt ten jest przewa- żnie równokrystaliczny (rozmiary kryształów mie- szczą się w przedziale od 0,06 mm do 0,1 mm), choć spotykane są również tu i ówdzie kryształy o rozmiarach osiągających nawet 0,5 mm.

Skały te pod względem teksturalnym, zgodnie z kryteriami przewidzianymi klasyfikacją Dunha- ma (1962), zmodyfikowaną przez Embryego i Klovana (1972), można określić jako bioklasty- czne rud/greinstony. Mamy więc tutaj do czynienia ze skałami węglanowymi bogatymi w bioklasty, o pokroju sparenitów, których allochemy stykają się wskutek małej stosunkowo zawartości tła skalnego, przy czym wielkość komponentów często przekracza graniczną wartość 2,0 mm.

Intrasparrudyty, intrasparyty, są to skały bar- wy ciemnoszarej, przeważnie dobrze uławicone.

Miąższość tworzonych przez nie ławic jest zwykle większa w porównaniu z współwystępującymi ła- wicami biosparrudytów i biosparytów. W po- szczególnych ławicach rozmiary komponentów wahają się w szerokim przedziale od frakcji drob- nopiaszczystej do żwirowej. Omawiane skały, po- dobnie jak biosparrudyty i biosparyty, wykazują przeważnie słabe wysortowanie (w ławicach zło- żonych głównie z allochemów frakcji piaszczystej spotykane są intraklasty o rozmiarach należących do frakcji żwirowych).

W omawianych skałach allochemy reprezentowane są głównie przez intraklasty, litoklasty i bioklasty. Komponenty rozmieszczone są ciasno w pseudosparycie, który wskutek diagenezy za- stąpił uprzednio występujący tutaj w roli tła skalnego muł mikry to wy. Dowodzi tego, prócz cech samego sparytu, również powszechna obecność reliktów mułu mikrytowego.

Charakterystyka jakościowa intraklastów, li- toklastów i bioklastów pokrywa się z prezento- waną przy okazji opisu biosparrudytów i biospa- rytów. Warto jedynie podkreślić, że znacznie łat- wiejsze jest wyróżnianie w obrazie mikroskopo- wym poszczególnych intraklastów. Wynika to z większych różnic przejrzystości i barwy intrakla- stów i otaczającego je tła skalnego, które jest niejednokrotnie ciemne i słabo przejrzyste. Zwią- zane jest to z większą zawartością różnorodnych zanieczyszczeń rozmieszczonych pomiędzy krysz- tałami i we wnętrzach kryształów pseudosparytu

(drobnołuseczkowe minerały ilaste, zwęglona substancja organiczna, drobny pył minerałów nie- przejrzystych, brunatnawe tlenki żelaza itp.). Za- nieczyszczenia te mogą stanowić w niektórych ławicach blisko połowę objętości tła skalnego.

Ławice takie wyróżniają się równocześnie szcze- gólną obfitością minerałów blaszkowych i innych iitoklastów. W ławicach o mniejszej zawartości elementów niewęglanowych tło skalne jest nieomal identyczne, jak w biosparrudytach i biosparytach, i złożone jest z pseudosparytu o stosunkowo dobrej przejrzystości, z licznymi reliktami pierwotnego mułu mikrytowego.

Skały te pod względem teksturalnym, zgodnie z kryteriami przewidzianymi klasyfikacją Dunha- ma (1962), można określić mianem rud/greinsto- nów, przy czym warto podkreślić, że częściej spotykane są tutaj ławice rudstonów.

Pelsparyty spotykane są przeważnie wśród ła- wic biosparytów. Makroskopowo wyróżniają się ciemną, nieomal czarną barwą oraz drobnoziarni- stą strukturą. Często dostrzega się w ich ławicach również różnego rodzaju drobne struktury sedy- mentacyjne.

Rozmiary budujących je komponentów są prawie jednakowe i mieszczą się w wąskim przedziale między 0,03 mm i 0,25 mm. Allochemy reprezentowane są przez pellety, które stanowią wraz ze skorupkami otwornic główny składnik omawianych skał, oraz przez towarzyszące im w mniejszej ilości drobne fragmenty elementów szkieletowych małżoraczków (sporadycznie są to również skorupki kompletne), mszywiołów, glo- nów wapiennych i małży. Sporadycznie stwier- dzano również występowanie okruchów skorup ramienionogów. Nieco częściej widoczne są nato- miast tu i ówdzie kompletne skorupki Calci- sphaere.

Pelletv /budowane są z nieprzejrzystego, mikrokrystalicznego kalcytu bez widocznej wew- nętrznej tekstury. Najczęściej mają kształty wałecz- kowate lub zbliżone do owalnych. Wielkość ich mieści się w przedziale od 0,05 mm do 0,2 mm.

Formy mniejsze mają zwykle postać zbliżoną do kulistej, natomiast formy większe są przeważnie wałeczkowato wydłużone. Obok form o regular- nych kształtach, spotykane są również często formy o kształtach nieregularnych i rozmiarach większych od przeciętnie spotykanych w danym fragmencie skalnym. Te agregaty mikrytowe nie różnią się niczym od występujących w ich są- siedztwie pelletów (z wyjątkiem nieregularnego kształtu). Wydaje się, że można je określić mianem grudek mułowych (Kutek 1969).

(6)

1 3 4 W S O D Z I M I E R Z t A P O T

Pellety i pozostałe komponenty rozmieszczone są w dobrze przejrzystym tle skalnym złożonym z pseudosparytu, w którym widoczne są reliktowe, gradacyjnie rozpływające się skupienia pierwotnego mułu mikrytowego. Cechy tego pseudosparytu są identyczne z cechami opisywanego już pseu-

dosparytu występującego jako tło skalne biospar- rudytów i biosparytów.

Skały te pod względem teksturalnym, zgodnie z kryteriami przewidzianymi klasyfikacją Dunha- ma (1962), można określić mianem greinstonów.

UWAGI O PRZEJAWACH DIAGENEZY Diageneza jest w skałach węglanowych tym czyn-

nikiem, który wywiera często decydujący wpływ na stan i sposób utrwalenia oraz przekształ- cenia wielu elementów składowych pierwotnie intensywnie porowatego i nasyconego roztworem wodnym osadu. Przemiany diagenetyczne rozpo- czynają się tutaj nieomal w momencie złożenia składników i dotyczą zarówno przemian o cha- rakterze mineralogicznym, jak i geometrycznym.

Procesy te często nakładają się na siebie i dlatego w odniesieniu do skał węglanowych szczególnie trudno jest je omawiać oddzielnie.

W omawianych skałach mikrytyzacja jest obok rekrystalizacji najpowszechniej i często najintensywniej zaznaczającym się procesem diage- netycznym. Rezultaty działania tych procesów szczególnie dobrze widoczne są w ławicach boga-

Fig. 2. Biosparyt z przejawami mikrytyzacji i w c z e s n o d i a g e n e - tycznej cementacji ( k a m i e n i o ł o m w N o w e j Wsi, p r ó b a nr 32, nikole skrzyżowane, średnica o b r a z u : 2,5 mm). Q - ziarno polikrystalicznego k w a r c u w d r o b n o l a m i n o w a n e j o t o c z c e

mikrytu

Biosparite with the s y m p t o m s of the micritization and early diagenetic c e m e n t a t i o n (quarry in N o w a Wieś, s a m p l e n° 32, nicols crossed, picture diameter: 2.5 mm). Q - polycrystal of

quartz surrounded by the fine-laminated micrite rim

tych w bioklasty (biosparrudytach i biosparytach).

Mikrytyzacja i cementacja są to procesy roz- poczynające się w najwcześniejszym etapie diagenezy skał węglanowych. W omawianych utworach identyfikacja wielu elementów szkieletowych możliwa jest często jedynie na podstawie wystę- powania powłoki mikrytowej, bowiem pozostała część elementu szkieletowego (niezmikrytyzowa- na) uległa przeważnie częściowemu lub całkowite- mu rozpuszczeniu, przekrystalizowaniu lub sylifi- kacji. Warto przy tym podkreślić, że powłoki mikrytowe zachowują się tutaj bardzo odpornie na procesy rozpuszczania i rekrystalizacji. Zjawi- sko tego rodzaju jest często obserwowane w węg- lanowych utworach kopalnych (Kostecka 1976).

Mikrytyzacja w omawianych skałach była procesem, który wyprzedził proces wczesnodiagenetycznej cementacji (fig. 2, dostrzec tutaj można zmikrytyzowane, a następnie połamane fragmenty skorupki małżoraczka, które w następnym etapie zostały pokryte i wypełnione dwiema generacjami wczesnodiagenetycznego cementu: cementem wcześniejszym A i cementem wypełniającym B).

Często obserwowana całkowita mikrytyzacja ele- mentów szkieletowych wskazuje na duże zaawan- sowanie tego procesu. W większości ławic jednak grubość powłok mikrytowych nie przekracza kilku setnych części milimetra. Powłoki rozwinęły się jedynie wzdłuż powierzchni zewnętrznych bio- klastów. Powierzchnia zewnętrzna większości powłok mikrytowych jest przeważnie równa, stosunkowo gładka i pokrywa się z pierwotnym konturem bioklastu. Powierzchnia wewnętrzna, przylegająca do niezmikrytyzowanęj części bioklastu, bywa najczęściej nierówna, pofalowana i zatokowo nieregularna. Wiele elementów szkieletowych już po mikrytyzacji uległo dalszemu poła- maniu. Dowodzi tego brak powłoki mikrytowej w miejscach przełamania lub uszkodzenia. Wtór- nemu połamaniu ulegały przeważnie elementy najbardziej wydłużone i o największych rozmiarach.

Na specjalną uwagę zasługują formy, które

(7)

PRZEJAWY D I A G E N E Z Y TZW. D O L N E G O WAPIENIA W Ę G L O W E G O 135 upodobniają się ogólnym wyglądem do opisa-

nych powyżej powłok mikrytowych. Formy te zbudowane są z kilku lub rzadziej kilkunastu naprzemianlegle występujących lamin lepiej lub gorzej przejrzystego mikrytu otaczającego niektó- re litoklasty i bioklasty (fig. 2, dostrzec tutaj można fragment trochitu w drobnolaminowanej otoczce mikrytu; w podobnej otoczce występuje nieopodal ziarno kwarcu). Laminy nieprzejrzystego mikrytu są zwykle cieńsze, podczas gdy laminy lepiej przejrzystego mikrytu są wyraźnie grub- sze. Sumaryczna miąższość tak wewnętrznie zró- żnicowanego zestawu lamin nie przekracza zwykle 0,05 mm. W przypadku występowania wyra- źnego wewnętrznego zróżnicowania przejrzystości poszczególnych lamin odróżnienie tych form od powłok mikrytowych nie sprawia istotnych trud- ności. W przypadku braku wewnętrznego zróżni- cowania przejrzystości upodobniają się one do powłok mikrytowych bioklastów. Formy te zinterpretowano jako najwcześniejsze stadium tworzenia się onkolitów i nadano im nazwę protoon- kolitów. Z uwagi na regularne, równolegle-kon- centryczne ułożenie poszczególnych lamin w ze- stawach otaczających litoklasty i bioklasty można sądzić, że w trakcie powstawania protoonkolitów element zarodkowy znajdował się nieomal w sta- łym ruchu. Formy tego rodzaju spotykane są głównie w ławicach biosparrudytów i biospary- tów. Warto przy tym zauważyć, że występowanie protoonkolitów skorelowane jest przeważnie z częstszym występowaniem ooidów. Wydaje Się, że korelacja ta spowodowana została podobień- stwem warunków, w których tego rodzaju formy najczęściej powstają. Za takie można uznać śro- dowisko strefy pływów i strefy sublitoralnej. Z obszarów tych były one następnie przemieszczane w głębsze strefy zbiornika bardzkiego, gdzie proces ich dalszego tworzenia się uległ przerwaniu.

Stwierdzone przejawy wczesnodiagenetycznej cementacji ograniczone są w omawianych skałach jedynie do przestrzeni porowych znajdujących się we wnętrzach elementów szkieletowych. Pozosta- łe pory istniejące uprzednio w osadzie wypełnione zostały jeszcze przed cementacją przez muł mikrytowy. Według Bathursta (1971), nie budzący wątpliwości cement sparytowy można stwierdzić jedynie wówczas, gdy obserwuje się dwie genera-

cje tego cementu w przestrzeni porowej. Warunek ten spełniają jedynie wypełnienia przestrzeni porowych we wnętrzach elementów szkieletowych omawianych skał. Niektóre inne przestrzenie po- rowe, które zdają się być także wypełnione wczesnodiagęnetycznym cementem, nie spełniają

warunku Bathursta (loco cit.). Mamy w nich do czynienia najprawdopodobniej z cementem jednej generacji (typu wypełniającego, typ equant - Folk 1965).

Relikty wczesnodiagenetycznego cementu w omawianych skałach reprezentowane są przez na- stępujące generacje sparytu (fig. 2):

— cement A: wcześniejszy, wzrastający bez- pośrednio na brzegach por pierwotnych,

— cement B: późniejszy, wypełniający pozo- stałe, bardziej wewnętrzne części przestrzeni tych por.

Cement wcześniejszy (cement A) złożony jest z wydłużonych, ułożonych palisadowo kryształów (stosunek ich długości do szerokości = 3:1, typ bladet, Folk 1965), obrastających radialnie najbardziej zewnętrzną część przestrzeni porowych.

Cement późniejszy (cement B) złożony jest z eu- hedralnych, izometrycznych kryształów (stosunek d:s = 1:1, typ equant, Folk 1965), wypełniających całkowicie bardziej wewnętrzną część przestrzeni porowej.

Dobrze zachowane relikty wczesnodiagenetycznego cementu złożone z dwu wyraźnie wyod- rębniających się generacji należy w omawianych skałach określić jako rzadko spotykane. Nieomal cała ilość występującego w nich uprzednio cementu uległa w późniejszym okresie diagenezy rekrystalizacji. O uprzednim występowaniu dwugeneracyjnego cementu w wielu przestrzeniach porowych znajdujących się we wnętrzach elemen- tów szkieletowych można sądzić na podstawie występowania w tych miejscach współcześnie spe- cyficznego pseudosparytu, który jest złożony ze stopniowo, gradacyjnie malejących kryształów, poczynając od części centralnej zajmowanej prze- zeń przestrzeni porowej, ku jej częściom zewnę- trznym. Pseudosparyt powstały w rezultacie rekrystalizacji wczesnodiagenetycznego, dwugeneracyjnego cementu różni się ponadto od pseudosparytu powstałego kosztem mułu mikrytowego, two- rzącego uprzednie tło skalne w omawianych utworach, dobrą przejrzystością wynikającą z braku reliktów mikrytu lub innego typu wrostków i zanieczyszczeń mineralnych. Cechę tę można sto- sować nawet jako jedno z kryteriów pomocni- czych do identyfikacji reliktów wczesnodiagenetycznego cementu w niezbyt silnie zdiagenezowa- nych skałach węglanowych.

Rekrystalizacja. Sparyt tworzący współcześnie tło skalne omawianych wapieni wyróżnia się na- stępującymi cechami:

— przeważnie ksenotopiczną i hipidiotopi- czną strukturą w odmianach równokrystalicznych

(8)

136 W S O D Z I M I E R Z t A P O T

oraz porfirotopiczną i poikilotopiczną w odmia- nach nierównokrystalicznych (sensu Friedman 1965);

— znacznie gorszą przejrzystością, zwłaszcza w porównaniu z reliktami dwugeneracyjnego, wczesnodiagenetycznego cementu (również i po jego rekrystalizacji). Gorsza przejrzystość spowo-

dowana jest obecnością drobnołuseczkowych mi- nerałów ilastych, zwęglonej substancji organi- cznej, brunatnawych tlenków żelaza, pyłu minera- łów nieprzezroczystych i najdrobniejszych relik- tów mułu mikrytowego rozmieszczonych we wnę- trzach i pomiędzy kryształami pseudosparytu;

— wielkością kryształów, mieszczącą się naj- częściej w przedziale od 0,06 mm do 0.2 mm;

— obecnością licznych, o nieregularnych kon- turach, roztapiających się gradacyjnie w tle pseu- dosparytowym, reliktów nieprzejrzystego mułu mikrytowego, niejednokrotnie zamkniętych w obrębie przestrzeni zajmowanej przez duży, poje- dynczy kryształ kalcytu;

— rozrastaniem się kryształów pseudosparytu kosztem allochemów. Granice z allochemami są przeważnie gradacyjne, nierówne, dyskordantne i mało kontrastowe (fig. 3).

— ząbkowanymi, falistymi i bardzo nierów- nymi, a niejednokrotnie palczasto zazębiającymi się granicami pomiędzy poszczególnymi kryszta- łami pseudosparytu;

Fig. 3. Biosparyt z o b j a w a m i u m i a r k o w a n e j rekrystalizacji ( k a m i e n i o ł o m na Srebrnej Przełęczy, próba nr 11, nikole równoległe, średnica o b r a z u : 5,0 mm). Q — ziarna kwarcu Biosparite with symptom*, of mo<J;-r,itc r^'crystallization (quar- ry o n the Srebrna Przełęcz Pass, sample n3 11, parallel nicols,

picture d i a m e t e r : 5.0 mm). Q — quartz grains

— zacieraniem dostrzegalnych mikroskopowo różnic pomiędzy allochemami i tłem skalnym wskutek rozwoju rekrystalizacji;

— brakiem określonej orientacji kryształów pseudosparytu w stosunku do powierzchni ogra- niczających; orientacja jest przypadkowa, np. w stosunku do konturów allochemów;

— wreszcie w najbardziej zrekrystalizowanych próbach obserwuje się zastępowanie przez pseudosparyt całych bioklastów z wyjątkiem powłok mikrytowych.

Przytoczone dotychczas cechy pseudosparytu, tworzącego współczesne tło skalne omawianych wapieni, pozwalają na stwierdzenie, że:

— tio skalne złożone było pierwotnie z mułu mikrytowego, w którym obficie występują najdrobniejsze frakcje allochemów oraz drobnołu- seczkowe minerały ilaste, zwęglona substancja organiczna, tlenki żelaza, pył minerałów nieprzezroczystych. Muł mikrytowy, najdrobniejsze frakcje allochemów i wymienione powyżej zanieczy- szczenia mineralne tworzyły uprzednio matrix ba- danych skał;

— pseudosparyt powstał drogą rekrystalizacji mułu mikrytowego, części allochemów i wczesnodiagenetycznego cementu:

— najbardziej odporne na rekrystalizację są ałlochemy zmikrytyzowane, a szczególnie ich powłoki mikrytowe oraz te komponenty, które w całości zbudowane są z mikrytu;

— stopień rekrystalizacji omawianych skał można określić generalnie jako umiarkowany, a w niektórych próbach nawet słaby. W zwązku z tym możliwa jest jeszcze stosunkowo precyzyjna identyfikacja wielu allochemów oraz przetrwałych tu i ówdzie w niewiele zmienionym stanie relik- tów wczesnodiagenetycznego, dwugeneracyjnego cementu. Warto przy tym zauważyć, że w pró- bach o ubogiej matrix postęp rekrystalizacji jest bardziej zaawansowany i zaznaczył się w przewa- żającej części tła skalnego.

Rozpuszczanie. Przejawy rozpuszczania pod ciśnieniem najlepiej widoczne są w ławicach in- trasparrudytów i intrasparytów, które wyróżniają się szczególnie ubogą matrix (por. fig. 4).

Do procesu rozpuszczania dochodziło zwykle w tych miejscach, gdzie ałlochemy stykają się z sobą. Rezultatem tego procesu są obserwowane współcześnie liczne wciski jednych allochemów w drugie. W miejscach stykania się ze sobą poszcze- gólnych allochemów obserwuje się występowanie mikrostylolitów, tworzących specyficzny rodzaj ząbkowanego szwu spajającego i łączącego sąsia- dujące ze sobą ałlochemy. Są to mikrostylolity o

(9)

PRZEJAWY DIAGENEZY TZW. D O L N E G O WAPIENIA W Ę G L O W E G O 137

Fig. 4. Intrasparyt z p o w s z e c h n i e występującymi przejawami r o z p u s z c z a n i a p o d ciśnieniem ( k a m i e n i o ł o m na Srebrnej Prze- łęczy, próba nr 16, n i k o i e r ó w n o l e g ł e , średnica o b r a z u :

5,0 m m )

Intrasparite w i t h frequent s y m p t o m s of d i s s o l u t i o n under pressure (quarry o n the Srebrna Przełęcz Pass, s a m p l e n° 16,

parallel nicols, picture d i a m e t e r : 5.0 m m )

tępo zakończonych wierzchołkach i amplitudzie nie przekraczającej przeważnie 0,3 mm. Ich wyg- ląd łudząco przypomina stylolity typu „szwu"

Parka i Schota (1968). Przebieg mikrostylolitów łączących ze sobą poszczególne allochemy jest niejednokrotnie wielce skomplikowany. „Szew"

taki jest z reguły wyścielony nikłą warstewką (około 0,01 do 0,03 mm) brunatnawo prześwieca- jących, drobnołuseczkowych minerałów ilastych, zabarwionych zwęgloną substancją organiczną.

Grubość wyścielającej warstewki minerałów ilastych jest bardzo zmienna i szczególnie wzrasta w pobliżu wierzchołkowych części linii „szwu".

Obok przejawów rozpuszczania, które rejes- trowano we wszystkich miejscach stykania się pomiędzy sobą allochemów (mikrostylolity), ob- serwowano także sporadycznie takie przejawy rozpuszczania pod wpływem ciśnienia, które po- legały na występowaniu przebiegających w przyb- liżeniu równolegle do siebie stylolitów o zasięgu przekraczającym wielkość standardowego preparatu mikroskopowego. Stylolity tego rodzaju omijają przeważnie kontury allochemów i swoim przebiegiem dostosowują się do zarysu alloche- mów. W porównaniu z mikrostylolitami ich amp- lituda jest wyraźnie większa i osiąga niejednokrotnie 0,8 mm do 1,0 mm. Pozostałe cechy morfologiczne są natomiast nieomal identyczne z ce-

chami mikrostylolitów rozwiniętych w miejscach stykania się ze sobą allochemów (tępo zakończo- ne wierzchołki, powierzchnia stylolitu wyścielona warstewką brunatnawo przeświecających, drob- nołuseczkowych minerałów ilastych zabarwionych zwęgloną substancją organiczną, wśród któ- rych spotyka się również drobne blaszki jasnych łyszczyków).

Przebieg stylolitów o zasięgu przekraczającym wielkość preparatu mikroskopowego jest zgodny z kierunkiem powierzchni warstwowania, natomiast przebieg mikrostylolitów uzależniony jest głównie od orientacji płaszczyzn, według których stykają się pomiędzy sobą poszczególne allochemy.

Wczesnodiagenetyczna dolomityzacja. Nieomal wszystkie zbadane próby omawianych skał wyka- zały obecność dolomitu (na podstawie barwienia alizaryną-S czerwoną preparatów odkrytych).

Występuje on w większości zbadanych prepara- tów najczęściej w postaci mniej lub bardziej kompletnej otoczki na allochemach (fig. 5).

Zewnętrzna powierzchnia ograniczająca otoczki dolomitowe jest przeważnie równa, gładka i pokrywa się prawdopodobnie z pierwotnym konturem zdolomityzowanych allochemów. Wew-

A. B.

Fig. 5. Biosparyt ( k a m i e n i o ł o m w N o w e j Wsi, próba 29, nikole równoległe, średnica obrazu: 2,5 mm). A — przed barwieniem alizaryną-S c z e r w o n ą ; B — część b a r w i o n a aliza- ryną-S c z e r w o n ą (miejsca całkowicie z a c z e r n i o n e symbolizują

miejsca w y s t ę p o w a n i a w c z e s n o d i a g e n e t y c z n e g o d o l o m i t u ) Biosparite (quarry in N o w a Wieś, s a m p l e rf 29, nicols paral- lel, picture diameter: 2.5 mm). A — ahead of c o l o u r a t i o n with the alizarin-S; B — part c o l o u r e d with the alizarin-S (places of early diagenetic d o l o m i t e occurrence are symbolized by

c o m p l e t e l y black fragments)

18 - Geologia Sudetica, vol. XXI. nr 1

(10)

138 W S O D Z I M I E R Z t A POT

nętrzna powierzchnia ograniczająca otoczki dolomitowe, przylegająca do wnętrza zdolomityzowa- nego allochemu, jest natomiast bardzo nierówna, pofalowana, ząbkowana, niejednokrotnie z licznymi wypustkami, zatokowymi zagłębieniami i odz- wierciedla zasięg procesu dolomityzacji w kierunku wnętrza allochemów. W związku z tym otoczki dolomitowe mają zróżnicowaną nieco grubość, najczęściej od 0,01 do 0,05 mm. Szczególne zgru- bienie otoczek dolomitowych w pewnych miejscach wokół allochemów jest, jak się zdaje, zwią- zane z większą ich podatnością na proces dolomityzacji (np. może to być powodowane większą porowatością tych miejsc). Wskazuje na to roz- wój dolomityzacji również w obszarach przylega- jących do drobnych por występujących w obrębie

niektórych bioklastów (fig. 5).

Dolomityzacja nie występuje we wszystkich próbach z jednakowym natężeniem. W niektó- rych próbach przejawy dolomityzacji ograniczone są jedynie do występowania pojedynczych, drobnych, subhedralnych kryształów dolomitu, które rozproszone są wzdłuż brzeżnych części konturu allochemów.

Do zupełnie sporadycznie obserwowanych na- leżą natomiast skupienia dolomitu występującego w obrębie tła skalnego, które nie wykazują wido- cznego związku z allochemami. Wydaje się, że skupienia tego rodzaju należałoby interpretować jako najdrobniejsze frakcje zdolomityzowanych allochemów. W nielicznych przypadkach można nawet wskazać pewne różnice morfologiczne w stosunku do otaczającego tła skalnego zbudowa- nego z kalcytu (kontury, które przypominają struktury pochodzenia organicznego, pellety, grudki mułowe itp.).

W szczególnie silnie zrekrystalizowanych pró- bach, gdzie wyodrębnienie poszczególnych allo- chemów napotyka często szczególne trudności, po barwieniu alizaryną-S ałlochemy stają się do- skonale widoczne. Efekt ten jest rezultatem wy- stępowania na allochemach obwódek dolomitowych. Bywa, że ujawniają się wówczas zupełnie nieoczekiwanie struktury pochodzenia organicznego (np. fragmenty silnie zrekrystalizowanych koralowców kolonijnych), których obecności w zrekrystalizowanym tle zupełnie nie podejrzewa- no (brak oznak uprzedniego ich występowania w tych miejscach).

Zupełny brak obwódek dolomitowych w miejscach przełamania niektórych allochemów (szczególnie o kształtach silnie wydłużonych) oraz przytoczone dotychczas spostrzeżenia upoważnia- ją do stwierdzenia, że są to przejawy wczesnodia-

genetycznej dolomityzacji. Specyficzny sposób dolomityzacji allochemów sugeruje jej związek z mikrytyzacją, a szczególnie z działalnością skaio- toczy. Być może, że w powstałe w taki sposób mikrowydrążenia strącany był wysokomagnezo- wy kalcyt lub nawet dolomikryt, który w następ- nych fazach diagenezy przekształcony został w dolomit. Prawdopodobnie procesy te zaistniały jeszcze przed utworzeniem się tła skalnego.

Sylifikacja. Na szczególną uwagę zasługuje próba, w której stwierdzono niezwykłą wprost obfitość autogenicznych kryształów kwarcu rozmieszczonych jedynie w obrębie tła skalnego. W obrębie allochemów kryształy takie praktycznie nie występują (fig. 6). Rozmiary własnopostacio- wych kryształów kwarcu mieszczą się w bardzo szerokim przedziale zawartym pomiędzy 0,01 i 0,95 mm. Tło skalne, w którym rozmieszczone są owe kryształy kwarcu, jest słabo przejrzyste, mik- rokrystaliczne i mikrosparytowe. Nasycenie kryształkami kwarcu tła skalnego jest bardzo du- że i wynosi w niektórych miejscach nawet około 8 0 % objętości tego tła. Wspomniane kryształki nie wykazują w skali obrazu mikroskopowego jakiegokolwiek uporządkowania czy też ukierun-

kowania. Kryształki te mają postać nieco wydłu-

Fig. 6. Intrasparrudyt charakteryzujący się b a r d z o o b f i t y m n a s y c e n i e m tła s k a l n e g o a u t o g e n i c z n y m i kryształami k w a r c u ( k a m i e n i o ł o m w N o w e j Wsi, próba nr 37, n i k o l e r ó w n o l e g ł e , średnica o b r a z u : 2,5 mm). Q — z r e g e n e r o w a n e a u t o g e n i c z n e

kryształy k w a r c u

Intrasparrudite characterized by a very frequent presence of the a u t o g e n i c quartz crystals within rock matrix (quarry in N o w a Wieś, s a m p l e n° 37, nicols parallel, picture diameter:

2.5 mm). Q — regenerated a u t o g e n i c quartz crystals

(11)

PRZEJAWY DIAGENEZY TZW. D O L N E G O WAPIENIA W Ę G L O W E G O 139 żonych słupków, obustronnie zakończonych pira-

midalnie (fig. 6). Sposób rozmieszczenia drobnych wrostków węglanowych we wnętrzach kryształ- ków kwarcu wskazuje, że kryształki przed regene- racją miały również autogeniczną postać. W większych kryształach kwarcu obserwuje się nawet po kilka stref występowania wrostków węgla- nowych, których ułożenie naśladuje pierwotny, autogeniczny kształt kryształów kwarcu.

W pozostałych próbach skalnych przejawy sy- lifikacji ograniczone są jedynie do tworzenia się niewielkich obwódek regeneracyjnych na niektó- rych litoklastach (np. ziarna polikrystalicznego kwarcu). Obwódki te mają charakter syntaxialny;

ich identyfikacja możliwa jest na podstawie obec- ności drobnych wrostków wzdłuż konturu obra- stanej powierzchni, brak też charakterystycznych mikrospękań w strefie obwódki. Sporadycznie stwierdzane są również w tych próbach autogeni- czne postacie kwarcu o spokojnym, równomier-

nym wygaszaniu światła, z przejawami regenera- cji.

W rezultacie szczególną obfitość autogenicznych kryształków kwarcu w tle skalnym jednej z ławic intrasparrudytów, przy równoczesnym braku ich w ławicach sąsiadujących, zinterpretowano jako dowód działalności wulkanicznej w obszarze sąsiadującym ze zbiornikiem bardzkim w końcu wczesnego wizenu. Wydaje się, że do wspomnianej ławicy dostarczony został w trakcie szczególnie silnego epizodu działalności wulkanicznej popiół wulkaniczny wraz z niewielką ilością nieco większych krystaloklastów (pirokwarce), który w trakcie kolejnych faz diagenezy uległ rekrystalizacji. Należy się spodziewać, że był to wulkanizm kwaśny (np. ryolitowy). Warto podk- reślić, że przejawy działalności wulkanicznej w dolnym karbonie Sudetów Środkowych są zjawi- skiem dobrze już udokumentowanym (Teisseyre

1970, 1971; Nowakowski, Teisseyre 1971).

WNIOSKI 1. Skały węglanowe budujące tzw. dolny wa- pień węglowy Gór Bardzkich uległy umiarkowa- nej diagenezie. Wśród procesów diagenetycznych najpowszechniej i jednocześnie najintensywniej zaznaczyły swoją działalność: rekrystalizacja, mikrytyzacja i wczesnodiagenetyczna dolomityzacja. W rezultacie działania rekrystalizacji skały te uzyskały pokrój sparenitów (uprzednie ich tło skalne stanowił muł mikrytowy). Dzięki mikrytyzacji utrwalone zostały przez powłoki mikrytowe allochemy w takim stopniu, że możliwa jest ich stosunkowo precyzyjna identyfikacja. W ławicach ubogich w matrix zaznaczył się wyraźnie proces rozpuszczania komponentów pod wpływem ciś- nienia. Wczesnodiagenetyczna dolomityzacja ob- jęła w sposób szczególny jedynie zewnętrzne częś- ci allochemów. Najprawdopodobniej rozwinęła się ona jeszcze przed utworzeniem matrix. Mimo tu i ówdzie stosunkowo silnie rozwiniętej rekrystalizacji, można jeszcze stwierdzić relikty wczesnodiagenetycznego, dwugeneracyjnego cementu, Wczesnodiagenetyczna cementacja miała miejsce już po mikrytyzacji.

2. Omawiane skały węglanowe powstały w rezultacie szybkiej resedymentacji słabo skonsoli- dowanych i luźnych materiałów utworzonych w środowisku płyt ko wodnym (ooidy, protoonkolity, bogata i zróżnicowana fauna płytkowodna). Już przed resedymentacją miała miejsce mikrytyzacja i wczesnodiagenetyczna dolomityzacja. Wskazuje na to brak powłok mikrytowych i obwódek wczesnodiagenetycznego dolomitu w miejscach przełamania allochemów. Uszkodzenia te musiały zapewne powstać w trakcie resedymentacji.

3. Niezwykłą obfitość autogenicznych krysz- tałków kwarcu w tle skalnym tylko jednej z ławic intrasparrudytów (nawet do 8 0 % objętości tego tła), przy równoczesnym ich braku w ławicach sąsiadujących, zinterpretowano jako dowód dzia- łalności wulkanicznej w końcu wczesnego wizenu w obszarze sąsiadującym ze zbiornikiem bardzkim. Należy się spodziewać, że był to wulkanizm kwaśny (np. ryolitowy).

Sosnowiec, listopad 1984

L I T E R A T U R A B A T H U R S T R. G . C., 1971: Carbonate Sediments and Their

Diagenesis. D e v e l o p m e n t s in S e d i m e n t o l o g y 12, 6 2 0 p.

Elsevier, A m s t e r d a m .

C H O R O W S K A M , 1973: Stratygrafia wapieni w ę g l o w y c h G ó r B a r d z k i c h na p o d s t a w i e k o n o d o n t ó w (in Polish only). Kwart, Geol. 17/4, p. 9 1 7 - 9 1 8 .

D U N H A M R. J., 1962: Classification of c a r b o n a t e rocks according t o depositional texture. Mem. Amer. Ass. Pe- trol. Geol. 1. p. 1 0 8 - 1 2 1 .

E M B R Y A. F„ K L O V A N E. J., 1972: A b s o l u t e water d e p t h s limits of Late D e v o n i a n paleoecoiogical z o n e s . Geol.

Rdsch. 61/2.

(12)

1 4 0 W S O D Z I M I E R Z t A P O T

F O L K R. L., 1959: Practical petrographie classification of limestones. Bull. Am. Ass. Petrol. Geo!., 43, p. 1 - 3 8 .

— 1962: Spectral subdivision of limestone types. Amer. Ass.

Petrol. Geo/. Mem. 1, p. 6 2 - 8 4 .

— 1965: S o m e aspects of recrystallization in ancient lime- stones. Soc. Econ. Paleont. Min. Spec. Publ. 13, p. 1 4 - 4 8 . F R I E D M A N G . M , 1965: T e r m i n o l o g y of crystallization

textures and fabrics in sedimentary rocks. J. Sedim. Pe- trol. 35/3, p. 6 4 3 - 6 5 5 .

J A W O R O W S K I K., 1982: W sprawie spolszczenia klasyfika- cji skał w ę g l a n o w y c h D u n h a m a . T o w a r d s P o l i s h n a m e s consistent w i t h D u n h a m ' s classification of c a r b o n a t e rocks. Prz. Geol. 4, p. 1 9 4 - 1 9 5 .

K O S T E C K A A., 1976: Osady węglanowe. Carbonate sedi- ments, [ I n : ] Gradziński R., K o s t e c k a A , R a d o m s k i A., U n r u g R., Sedymentologia. p. 2 8 3 - 3 3 6 . W y d . G e o l . , W a r - szawa.

K U T E K J., 1969: Kimeryd i najwyższy oksford p o ł u d m o w o - - z a c h o d n i e g o obrzeżenia m e z o z o i c z n e g o G ó r Świętokrzy- skich. Cz. II. Paleogeografia. T h e K i m m e r i d g i a n and U p p e r m o s t O x f o r d i a n in the S W margins of the H o l y Cross Mts. (Central Poland), Part II, P a l e o g e o g r a p h y . Acta Geo!. Pol. 19, p. 2 2 1 - 3 2 1 .

N A R K I E W 1 C Z M., Ś N I E Ż E K E., 1981: D u n h a m a klasyfika- cja skał w ę g l a n o w y c h i propozycja p o l s k i e g o nazewnict- wa. D u n h a m ' s classification of c a r b o n a t e rocks and pro- posal of Polish terms. Prz. Geol. 10, p. 5 3 6 - 5 3 7 . N O W A K O W S K I A., T E I S S E Y R E A. K , 1971: W u l k a n i t y

k a r b o ń s k i e i trzeciorzędowe w p ó ł n o c n e j części niecki śródsudeckiej. T h e C a r b o n i f e r o u s and Tertiary v o l c a n i c rocks in t h e northern margin of the Intrasudetic B a s i n (Central Sudetes). Geol. Sudetica, vol. 5, p. 2 1 1 - 2 3 6 . O B E R C J , 1972: Budowa geologiczna Polski. Sudety i obszary

przylegle. Tektonika. T . 4, cz. 2. W y d . G e o l , W a r s z a w a . P A C H O L S K A A., 1978: Brekcje t e k t o n i c z n e p o ł u d n i o w e g o krańca b l o k u g n e j s ó w s o w i o g ó r s k i c h . O n the t e c t o n i c breccias at s o u t h e r n e d g e of the S o w i e G ó r y gneiss block.

Geol. Sudetica 13, p. 4 1 - 6 6 .

P A R K W . C , S C H O T E. H., 1968: Stylolites: their nature and orgin. J. Sedim. Petrol. 38. p. 1 7 5 - 1 9 1 .

T E I S S E Y R E A. K., 1970: Pyroclasts in the b o t t o m p o r t i o n of the L o w e r Visean (?) in C i e c h a n o w i c e (Intrasudetic B a - sin). Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. geol. et geogr., 18, p. 1 6 1 - - 1 6 8 .

— 1971: P s e u d o m o r p h o s e n - t o n s t e i n altered f r o m v o l c a n i c ash, L o w e r Carboniferous, C i e c h a n o w i c e , Intrasudetic Basin. Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sci. de la Terre, 19. p. 8 5 - - 9 0 .

W A J S P R Y C H B„ 1978: A l l o c h t o n i c z n e skały p a l e o z o i c z n e w o s a d a c h w i z e ń s k i c h G ó r B a r d z k i c h (Sudety). A l l o c h t h o - n o u s P a l e o z o i c rocks in the V i s e a n of the B a r d z k i e M t s . (Sudetes). Rocz. Pol. Tow. Geol., 4 8 / 1 . p. 9 6 - 1 2 1 . Ż A K O W A H , Ż A K C Z , 1962: D o l n y k a r b o n z K a m i o n e k

(G. Sowie). L o w e r C a r b o n i f e r o u s at K a m i o n k i ( S o w i e Mts. - L o w e r Silesia). Biul. Inst. Geol. 173. p. 1 6 9 - 2 7 7 .

(13)

SOME ASPECTS OF THE DIAGENESIS OF THE SO-CALLED LOWER CARBONIFEROUS LIMESTONE OF THE BARDZKIE MTS

Włodzimierz ŁAPOT

D e p a r t m e n t o f G e o c h e m i s t r y , Mineralogy and Petrography Faculty of Earth Science, Silesian University

ul. M i e l c z a r s k i e g o 60, 4 1 - 2 0 0 S o s n o w i e c

Summary

ABSTRACT: The so-called Lower Carboniferous Limestone of the Bardzkie Mts. has been ascertained 35 allochemical sparitic limestones (biosparrudite. biosparite.

intrasparrudite, intrasparite, and pelsparite). These rocks contain abounding lithoclastic elements: scraps of the Sowie Mts. gneisses, polycrystalline quartz grains, feldspars, and flaky minerals. The lithoclastic components display numerous features of weathering (particularly feldspars and flaky minerals) and crushing:

microcracking. disintegration of relatively big grains into a fine mosaic composed of sharp-edged fragments cemented with iron oxides and submicroscopic mineral mush. The calcareous rocks have been affected by moderate diagenesis. Among diagenetic processes, the most intensely imprinted were recrystallization. micritiza-

In a g e o l o g i c a l profile of t h e L o w e r C a r b o n i f e r o u s sedi- m e n t s o f the northern B a r d z k i e M t s . W a j s p r y c h (1978) distin- guished, f r o m b o t t o m t o t o p , three m a i n lithostratigraphic units: breccia a n d c o n g l o m e r a t e f o r m a t i o n of N o w a Wieś, s a n d s t o n e f o r m a t i o n o f Srebrna G ó r a , a n d m e l a n g e c o m p l e x of Z d a n ó w (Fig. 1).

T h e b o t t o m part o f t h e N o w a W i e ś f o r m a t i o n is built u p of the sedimentary gneissic breccia as well as gneissic c o n g l o m - erate and s a n d s t o n e in w h i c h relatively big a m o u n t of strongly m y l o n i t i z e d a n d diaphthorically altered varieties o f the S o w i e M t s . gneisses is n o t i c e a b l e ( P a c h o l s k a 1978). F u r t h - ermore, these r o c k s c o n t a i n a number, gradually increasing upward, especially near the top, o f c a l c a r e o u s elements, most of w h i c h are r e m n a n t s of fauna and clasts of biodetrial limestones.

T h e t o p part of the N o w a W i e ś f o r m a t i o n is c o m p o s e d o f c a r b o n a t e s e d i m e n t s either traditionally termed as the L o w e r C a r b o n i f e r o u s L i m e s t o n e or, accordingly t o a m o r e recent p r o p o s a l , as t h e c a l c a r e o u s breccia a n d s a n d s t o n e (Wajsprych 1978). T h e t h i c k n e s s o f t h e described f o r m a t i o n is diversified a n d decreases f r o m a b o u t 3 0 0 m i n the vicinity of N o w a Wieś, eastward, t o nearly 6 0 m in the vicinity of Srebrna G ó r a ( P a c h o l s k a 1978). T h e thickness of the c a r b o n - ate s e d i m e n t s at t h e t o p o f the f o r m a t i o n is varied similarly a n d it ranges from a few t o a d o z e n or s o metres. In places t h e l i m e s t o n e s are replaced by s a n d s t o n e s with very a b u n d a n t c a l c a r e o u s c e m e n t or matrix. T h e term "calcareous breccia and s a n d s t o n e " s e e m s t o suggest that w e are having t o d o with r o c k s of t h e calclithite t y p e (calcarenites, calcirudites, sensu F o l k 1959). Actually, these are the rocks w h i c h s h o u l d b e n a m e d as allochemical sparitic limestones (biosparrudite, biosparite, intrasparrudite, intrasparite, pelsparite, a n d the likes) locally c o n t a i n i n g a b u n d a n t lithoclastic e l e m e n t s (frag- m e n t s o f the S o w i e M t s . gneisses, polycrystalline quartz grains, feldspars, and flaky minerals).

tion, and early-diagenetic dolomitization. As a result of recrystallization the rocks have become sparenitic in appearance, although their primary matrix is assumed to consist of micritic mud. An enormous abundance of authigenic quartz in the matrix of one of intrasparrudite beds (in places up to 80 vol. % Óf the matrix) has been regarded as evidence of volcanic activity in the area adjaccnt to the Bardo Basin at the end of the early Visean.

The carbonate rocks in question have originated as a result of rapid redeposition of the slightly or unconsolidated materials previously accumulated in a shallow-water environment (ooids. protooncolites. rich and various shallow- -water fauna).

T h e a l l o c h e m s c o m p o s i n g the biosparrudite and biospari- te principally are p o o r l y sorted bioclasts and intraclasts. T h e y are associated w i t h varied a m o u n t s of extraclasts, pellets, and individual o o i d s . T h e a l l o c h e m s are displaced within usually small a m o u n t o f pseudosparite w h i c h is their n e w matrix. D u e t o recrystallization, the pseudosparite has replaced a primary micrite m u d . T h e bioclasts are represented by r e m n a n t s o f crinoids, c o m p l e t e or fragmental valve e l e m e n t s o f brachio- p o d s a n d pelecypods, n u m e r o u s fragments o f b r y o z o a n s and c a l c a r e o u s algae, m o r e o r less b r o k e n c o l o n i a l a n d solitary corals, fragments a n d shells of g a s t r o p o d s , and c o m p l e t e valves o f foraminifers, o s t r a c o d s and other m i c r o o r g a n i s m s o f similar size (e.g. Calcisphaere). M o s t o f large skeleton e l e m e n t s are either b r o k e n or m o r e or less d a m a g e d . S e l d o m they exhibit evidence o f r o u n d i n g .

T h e intraclasts are represented b y fragments o f biosparite a n d biosparrudite as well as biomicrite and biomicrudite. T h e s h a p e of the intraclasts is predominantly o v a l a n d slightly elongated. U n d e r the m i c r o s c o p e the difference b e t w e e n the matrix a n d t h e intraclasts is very small in m a n y cases.

T h e extraclasts are p o o r l y r o u n d e d or sharp-edged m o - n o - or polycrystalline grains of quartz, feldspars (microcline a n d o l i g o c l a s e A n2 0- 22). rock fragments (varieties of the S o w i e M t s . gneisses), and flaky minerals (chlorite, phengite, biotite). Granular lithoclasts display evidence o f crushing (microcracks, disintegration o f relatively big grains i n t o a fine m o s a i c c o m p o s e d o f sharp-edged fragments c e m e n t e d with iron o x i d e s a n d s u b m i c r o s c o p i c mineral m u s h . T h e accessory pellets c o m m o n l y r a n g e f r o m 0.06 to nearly 0.2 m m , while the size of the o o i d s is 0.2 t o 0.5 m m .

T h e matrix usually c o n s i s t s of pseudosparite displaying m o r e or less preserved relics o f primary micrite mud. A c c o r d - ing t o the D u n h a m ' s classification the rocks a b o v e described c a n be regarded as bioclastic rud/grainstones.

T h e intrasparrudite a n d intrasparite are similarly not

(14)

142 W S O D Z I M I E R Z t A POT well sorted rocks. T h e qualitative characteristics of intraclasts, lithoclasts, and bioclasts w h i c h are, besides pseudosparitic matrix, the main constituents of the rocks, well correspond with the characteristics o f a n a l o g o u s c o m p o n e n t s o f the bio- sparrudite and biosparite.

T h e pelsparites are b e i n g f o u n d mainly within biosparite beds. T h e size of their c o m p o n e n t s is relatively uniform, ranging from 0.03 t o 0.25 m m . Pellets and shells of foramini- fers are the m a i n c o m p o n e n t s o f these rocks.

S O M E C O M M E N T S O N S Y M P T O M S O F D I A G E N E S I S T h e identification of m a n y skeleton elements in the rocks

described is possible o n l y o n the basis of the preserved micritic coating, as the remaining not micritized part o f a n element frequently has g o n e partial or c o m p l e t e dissolution, recrystallization or silicification. T h e micritization w a s a pro- cess antecedent t o early-diagenetic c e m e n t a t i o n (in Fig. 2 noticeable are micritized and subsequently broken fragments of o s t r a c o d s w h i c h at the next stage were covered and filled with t w o generations of early-diagenetic c e m e n t : older cement A and later filling c e m e n t B). After the micritization m a n y skeleton elements were affected by further mechanical frag- mentation. It is evident f r o m the lack of micritic c o a t i n g at b r o k e n edges of shells. Particular n o t e m a y be taken of the forms appearance o f w h i c h is like the micritic c o a t i n g a b o v e described (in Fig. 3 a trochite fragment rimmed with fine- -laminated micrite is visible, as well as a quartz grain with similar coating). T h e s e forms have been referred to as repre- senting the early stage of o n c o l i t e f o r m a t i o n and have been termed as protooncolites.

S y m p t o m s of early-diagenetic c e m e n t a t i o n have been as- certained t o be limited t o the pores within s k e l e t o n elements.

Other primarily existing pores in the sediment were already filled before c e m e n t a t i o n w i t h micrite mud. Relics of the early-diagenetic cement are represented by t w o generations of sparite (Fig. 2):

— c e m e n t A (older) g r o w i n g directly at e d g e s o f primary pores (elongated crystals arranged into a palisade s h a p e - ratio d : s = 3 : l , bladet type. F o l k 1965 — radially covering the most external part of pores);

- cement B (younger) filling the remaining, m o r e inter- nal parts of pores (euhedral isometric crystals, ratio d:s = 1:1, equant type, Folk 1965).

T h e features of the p s e u d o s p a r i t e c o m p o s i n g the recent matrix o f the described limestones a l l o w the f o l l o w i n g ascer- t a i n m e n t s (see Fig. 3):

- the matrix of the limestones w a s primarily c o m p o s e d of micrite mud w h i c h w a s subsequently transformed by recry- stallization into pseudosparite.

- degree of recrystallization in these rocks c a n be as- sumed as m o d e r a t e or, in s o m e samples, e v e n low.

T h e process of d i s s o l u t i o n w a s operating usually in in- trasparrudite a n d intrasparite beds c o n s p i c i o u s by their scarce matrix (Fig. 4). T h e process t o o k place at the c o n t a c t s of a l l o c h e m s . It resulted in n u m e r o u s i m p r e s s i o n s of certain a l l o c h e m s o n others as well as in microstylolites d e v e l o p e d at the juxtaposition. A s a rule, the microstylolites are padded with a brownish thin layer o f limpid fine-flaky clay minerals.

In the majority of the s a m p l e s studied have been f o u n d indications of d o l o m i t i z a t i o n in the f o r m of m o r e or less c o m p l e t e d o l o m i t e rims o n a l l o c h e m s (Fig. 5). T o t a l lack of the rims in the places where certain a l l o c h e m s have been broken allow t o consider t h e m as a result o f early-diagenetic d o l o m i t i z a t i o n . Peculiar character o f the d o l o m i t i z a t i o n of a l l o c h e m s suggests the c o n n e c t i o n of this process with micriti- z a t i o n (it is likely that the h i g h - m a g n e s i u m calcite has been precipitated in microcavitations).

Extraordinary quantity of authigenic quartz crystals dis- p o s e d o n l y in the matrix of o n e of intrasparrudite b e d s (Fig.

6), whereas such crystals are lacking in the adjacent beds, has been interpreted as a d e m o n s t r a t i o n o f v o l c a n i c activity in the area c l o s e t o the B a r d o Basin at the end of the early Visean.

C O N C L U S I O N S

1. T h e c a r b o n a t e rocks c o m p o s i n g the so-called Lower C a r b o n i f e r o u s L i m e s t o n e o f the Bardzkie Mts. have been affected by m o d e r a t e diagenesis. A m o n g diagenetic processes the most c o m m o n and intense were recrystallization, micriti- zation, and early-diagenetic d o l o m i t i z a t i o n . D u e t o recrystalli- z a t i o n the rocks have got sparenitic character (previously their matrix w a s c o m p o s e d o f micrite mud). In beds deficient in matrix, clearly d e m o n s t r a t e d w a s the process of d i s s o l u t i o n induced by pressure (microstylolites). Early-diagenetic d o l o m i - tization particularly affected o n l y external parts of a l l o c h e m s (this f o l l o w s from the c o n n e c t i o n b e t w e e n the d o l o m i t i z a t i o n and micritization). M o s t likely the process preceded the m a - trix formation. In spite of locally strong recrystallization, relics of early-diagenetic t w o - g e n e r a t i o n c e m e n t c a n b e recog- nized. T h e early-diagenetic c e m e n t a t i o n t o o k place after mic- ritization.

2. T h e c a r b o n a t e sediments originated as a result o f

rapid redeposition of poorly c o n s o l i d a t e d or u n c o n s o l i d a t e d materials a c c u m u l a t e d in a s h a l l o w - w a t e r e n v i r o n m e n t (ooids, p r o t o o n c o l i t e s , rich a n d diversified s h a l l o w - w a t e r fauna). T h e micritization a n d early-diagenetic d o l o m i t i z a t i o n already pre- c e d e d the resedimentation. E v i d e n c e for that is t h e lack of micrite c o a t i n g and rims of early-diagenetic d o l o m i t e at bro- k e n edges o f allochems. T h e f r a g m e n t a t i o n must have been brought a b o u t by the redeposition.

3. Extraordinary quantity o f authigenic quartz crystals in the matrix o f o n l y o n e o f intrasparrudite beds ( u p t o 8 0 vol. °/o ° f the matrix), whereas s u c h crystals are lacking in the adjacent beds, has been interpreted as e v i d e n c e o f volcanic activity at the e n d of the early Visean in the n e i g h b o u r i n g area of the B a r d o Basin. P r o b a b l y it w a s acid (e.g. rhyolitic) volcanism.

Translated by R. Kryza