Lower Palaeozoic of the Bardo Mountains (Sudetes): A sequence of deep-sea pelagic sediments

(1)

SEDYMENTACJA DOLNEGO PALEOZOIKU GÓR BARDZKICH Lower Palaeozoic of the Bardo Mountains (Sudetes):

A sequence of deep-sea pelagic sediments

Bartłomiej W Y Ż G A

Zakład Ochrony Przyrody i Zasobów Naturalnych PAN ul. Lubicz 46, 31-512 Kraków

SPIS TREŚCI

Streszczenie 119 Wstęp 119 Utwory dolnego paleozoiku na tle budowy geologicznej Gór Bardzkich 120

Obszar badań 120 Litologia, stratygrafia i mechanizm depozycji osadów dolnego paleozoiku 125

Warstwy z Jodłownika 125 Interpretacja mechanizmów depozycji warstw z Jodłownika 128

Dolne łupki graptolitowe 129 Interpretacja mechanizmów depozycji dolnych łupków graptolitowych 131

Szarozielone łupki 132 Interpretacja mechanizmów depozycji szarozielonych łupków 133

Górne łupki graptolitowe 133 Interpretacja mechanizmów depozycji górnych łupków graptolitowych 134

Łupki Z d a n o w s k i e — n i ż s z a część j e d n o s t k i 135

Interpretacja mechanizmów depozycji łupków Zdanowskich 136

Charakter i środowisko sedymentacji 136

Literatura 139 Summary 142

STRESZCZENIE. Dolny paleozoik struktury bardzkiej wykształcony jest jako głębokomorskie osady terygeniczne i krzemionkowe o miąższości co najmniej stu kilkudziesięciu metrów. W ich obrębie wyróżnia się następujące jednostki litostratygraficzne: warstwy z Jodłownika (górny ordowik), dolne łupki graptolitowe (landower-dolny ludlow), szarozielone łupki (górny ludlow pfidoli), górne łupki graptolitowe (najwyższy pfidoli-środkowy prag) i łupki żdanowskie (środ- kowy prag-?).

Niższa część warstw z Jodłownika została zinterpretowa- na jako osady pelagiczne deponowane w obecności natlenionych wód dennych, część wyższa jako kompleks osadów zdeponowanych przez podmorskie spływy masowe, głównie prądy zawiesinowe, oraz głębokomorskie prądy trakcyjne.

Dolne łupki graptolitowe, szarozielone łupki i górne łupki graptolitowe to kilkudziesięciometrowej miąższości sekwencja

osadów pelagicznych powstałych bądź w warunkach zasadniczo euksynicznych (dolne i górne łupki graptolitowe), bądź w obecności natlenionych wód dennych (szarozielone łupki).

Łupki żdanowskie zostały zinterpretowane jako osady pelagiczne lub hemipelagiczne z podrzędnymi przewarstwieniami osadów prądów zawiesinowych niskiej gęstości deponowane w obecności natlenionych wód dennych.

Stwierdzono sedymentacyjny kontakt warstw z Jodłowni- ka i dolnych łupków graptolitowych. Zmiany charakteru sedymentacji (zanik sedymentacji turbidytowęj, rozwój sedymentacji mułów radiolariowych i euksynizacja wód dennych basenu sedymentacyjnego) zarejestrowane w osadach strefy przejściowej od warstwy z Jodłownika do dolnych łupków graptolitowych są, zdaniem autora, efektem podniesienia się poziomu oceanu światowego, prawdopodobnie o charakterze glacieustatycznym, w najwcześniejszym sylurze.

W S T Ę P Autorem najstarszej wzmianki o obecności w G ó r a c h Bardzkich dolnopaleozoicznych skał (łup- ków z graptolitami) jest K r u g von Nidda (1855).

Występujące tu utwory dolnopaleozoiczne opisy-

wali p o n a d t o : D a t h e (1904), Bederke (1924), Dahlgriln i Finckh (1924), Fischer (Finckh et al.

1942), Oberc (1953, 1957, 1968a, b, 1977, 1980), Malinowska (1955), Teller (1959, 1960, 1962), Po-

(2)

120 BARTŁOMIEJ WYŻGA

rębska (1980, 1982) oraz C h o r o w s k a i O b e r c (1980). Szczególnie istotne dla ustalenia następ- stwa warstw oraz ich wieku były prace Dahlgriina i Finckha (op. cit.), Malinowskiej (op.

cit.) i Porębskiej (op. cit.).

W obrębie dolnopaleozoicznych utworów G ó r Bardzkich wyróżniono następujące jednostki litostratygraficzne: warstwy z Jodłownika (Oberc 1968b), dolne łupki graptolitowe (Oberc 1977), szarozielone łupki (Jaeger 1977), górne łupki graptolitowe (Oberc 1977) i łupki żdanowskie (Oberc 1957).

Dolnopaleozoiczne osady G ó r Bardzkich różnią się od osadów tego wieku znanych z innych jednostek geologicznych Polski silną k o n - densacją profilu oraz ilasto-krzemionkowym wykształceniem. Różnice w wykształceniu tych osadów są odzwierciedleniem różnic między śro- dowiskami sedymentacji oraz odmiennego rozwo- j u paleogeograficznego. Dolnopaleozoiczne utwory G ó r Bardzkich nie były dotychczas charakte- ryzowane pod względem sedymentologicznym.

Przedstawiana praca jest próbą odtworzenia me- chanizmów depozycji tych osadów oraz określe- nia środowiska ich sedymentacji. A u t o r wyraża nadzieję, iż prezentowane wyniki b a d a ń pozwolą na uściślenie określenia dolnopaleozoicznych osa- dów G ó r Bardzkich j a k o osadów geosynklinal- nych, umożliwiając określenie, przynajmniej wzg- lędne, takich cech środowiska sedymentacji, j a k batymetria, oddalenie od obszarów lądowych oraz sposób i natężenie dostawy materiału terygenicznego do basenu. Charakterystyka sedymen- tologiczna dolnego paleozoiku G ó r Bardzkich może także okazać się pomocną przy p r ó b a c h rekonstrukcji rozwoju paleogeograficznego więk- szych obszarów, jakie są (Tomczykowa, Tomczyk

1978; Cwojdziński 1980; D o n 1985) i z pewnością będą czynione.

Przedstawiana praca jest rozwinięciem pracy magisterskiej (Wyżga 1984) wykonanej w Instytucie Nauk Geologi- cznych Uniwersytetu Jagiellońskiego pod kierunkiem dr Elż- biety Porębskiej.

U T W O R Y D O L N E G O P A L E O Z O I K U

N A T L E B U D O W Y G E O L O G I C Z N E J G Ó R B A R D Z K I C H G ó r y Bardzkie określane są w nomenkla-

turze geologicznej j a k o struktura b a r d z k a (fig. 1), k t ó r a zalicza się d o Sudetów Z a c h o d n i c h (Oberc 1972).

N a obszarze struktury bardzkiej występują utwory ordowiku, syluru, dewonu i dolnego k a r - bonu. Zdaniem W a j s p r y c h a (1978, 1980) osady ordowiku, syluru i dewonu, j a k również znaczna część osadów dolnego k a r b o n u , znajdują się w pozycji allochtonicznej, tworząc tzw. melanżowy kompleks Ż d a n o w a . Rozwój basenu sedymenta- cyjnego struktury bardzkiej (Wajsprych op. cit.) ograniczony był d o wczesnego k a r b o n u , zaś przedkarbońskie skały osadowe i allochtoniczna część utworów dolnokarbońskich dostały się w obręb tego basenu w późnym wizenie, w k o ń c o - wych etapach jego rozwoju, w wyniku działalnoś- ci procesów sedymentacyjno-tektonicznych zwią- zanych z tektogenezą waryscyjską.

Szczegółowe zdjęcie geologiczne w skali 1 : 1 0 0 0 0 wystąpienia skał ordowiku i d e w o n u w rejonie wsi Ź d a n ó w (północno-wschodnia część G ó r Bardzkich) wraz z bezpośrednim ich otocze-

niem (fig. 1), w y k o n a n e przez autora, potwierdzi- ło pogląd W a j s p r y c h a (1978, 1980) o allochtonicznej pozycji tych utworów w stosunku d o wizeń- skich osadów fliszowych stanowiących podłoże melanżowego kompleksu Ż d a n o w a . W obecnym opracowaniu zamieszczono elementy graficzne będące wynikiem przeprowadzonych prac k a r t o - graficznych (mapa o d k r y t a — fig. 2; przekroje geologiczne — fig. 3; zbiorczy profil litostratygraficzny — fig. 4; profil litostratygraficzny u t w o r ó w o r d o w i k u - d e w o n u rejonu Ż d a n o w a — fig. 5), k o m e n t a r z słowny d o nich zawarty jest w pracy magisterskiej a u t o r a (Wyżga 1984).

Charakterystyczna dwudzielność rozwoju ciemnych osadów z graptolitami, przerwanego w późnym ludlowie i pridoli, i ilaste wykształcenie górnego ludlowu i pFidoli oraz osadów bezpoś- rednio młodszych od górnych ł u p k ó w graptolitowych były p o w o d e m zaliczenia osadów dolnego paleozoiku G ó r Bardzkich d o tzw. facji b a w a r - skiej strefy sakso-turyńskiej geosynkliny warys- cyjskiej (Jaeger 1977).

O B S Z A R B A D A Ń

Niniejsze opracowanie przedstawia wyniki ba- słoniętych w rejonie bardzkim profilach dolnego d a ń przeprowadzonych w trzech najlepiej od- paleozoiku. Są t o :

(3)

Fig. 1. Występowanie skal dolnopaleozoicznych w Górach Bardzkich (obszary zaciemnione) wraz z lokalizacją profili (zaznaczone krzyżykami) w Wojciechowicach (A), w Żdanowie (B) i na Łupiance (C). Linią kropkowaną zaznaczono granice

obszaru przedstawionego na szczegółowej mapie geologicznej (vide fig. 2)

Distribution of Lower Palaeozoic rocks (shaded) in the Bardo Mts. and location of studied sections (marked by crosses) at Wojciechowice (A), at Żdanów (B) and on the Łupianka Mt. (C). Boundaries of the mapped area (vide fig. 2) marked by the dotted line. 1 — Sowie Góry Gneissic Block; 2 — Nowa Ruda-Słupiec Gabbro-Diabase Massif; 3 — Kłodzko Metamorphic

Massif; 4 — Kłodzko-Złoty Stok Granitoid Massif

1) p r o f i l w z a c h o d n i e j części wsi W o j c i e c h o w i - c e w s k a r p i e l e w o b r z e ż n e j t e r a s y p o t o k u J o d ł o w - n i k (fig. 1A);

2) p r o f i l w e w s c h o d n i e j części wsi Ż d a n ó w w s k a r p i e s z o s y B u d z ó w - W i l c z a (fig. I B ) ;

3) p r o f i l n a p o ł u d n i o w o - z a c h o d n i m s t o k u g ó - ry Ł u p i a n k a w p o b l i ż u wsi W i l c z a (fig. 1C).

P r z e p r o w a d z o n e b a d a n i a p o z w o l i ł y n a r e i n - t e r p r e t a c j ę b u d o w y t e k t o n i c z n e j b a d a n y c h profili, D o l n o p a l e o z o i c z n e s k a ł y o d s ł o n i ę t e w p r o f i l u w

16 - Geologia Sudctica. XXII/I 2

(4)

JS s g 3 - S 1 J 1 -s

•S 8 .2 o g

-Si £ £

| I ° 3 fi

£ $ a¹ ° o I ' l i ;•:

c •£ § £ 2 o 8 i •• -0 J2 .2 « >> a

c £ oc — > O >> ^

J2 o £ 2 g 0

- s I >. * 1 « i o « _{c e 3}_1/1 u -2 <~ c a "8 - « - a -N °3 0 ę -g 'S' —I >> c M u, .. 5 5T

~ S — Jź 'c MS = 1 g c I ¹

•O N V .2 .. O u *'so

0 -M S I I > Jś I^Q ~

. O ~ C . 3 1- f-

C JZ -o 73 — a 2. • Ł . te y 5 > • 5 w u. Cl O Xl O S J f O ' — (U —1 —•

Z = — E - 3 2 s i c ~ —• ca o , • — n ŁT o BO .. ca J3 SP -SP 1 g O Ł 2 - -g £ t I Ł S. Bb S i - S . s

s 2 * «= u 2 .2 ^ ~ a k_r^O ir u o ₃ -c/> > i- & c

^ o S

• u M Y '—• 5 a) O 0 c -^ F? ^o i o - o a « ^ iz 2 1 c « yi ^ E i; ą 1 1 - - .8 «S g f £

• 2 - 8 . c s g i ; z O -g I - tri ' i J f t - O j c y - S S - o 1 7 ^ a JJ 4J a . 2 == s « «

U •> u ~ -a M C 2 I -O S S o § | O _

- l l ' S ~ = I fe ^ i

E - i s i u | &

i ' fi- c -rś , x D j bo — — ca -O 3 -w c cd

b 1 s ł & I J M i ł i r

^ i r ¹ | i

5 1 S i s ; s s o f g 0 O -O _ m 'o « c i ^ 2 O •• J o 5 . ! I S r - 5 8 "9 2 s: >, -a g > cU o f O N te o CS o 3 .E

te bo > >E cc > x: i_ >••' _ S u S a s „ rg i s oa .2» c ca N•S2, te >•> ui b. - 611 ^ ' s £ — « ' s 1 Ł z:

- S S N S i ' 3

- u l 1 » § g a ? - a s 5 c

"S" « ' p 2 n a o Ł a i y - I S t a a g i ^ s - B 1

S-S t l i 1 1 1 ^ 1 O- JS o. .o o o C cj ri CO * > t/3 . '-S 3 c S, t, u > a h s -o C g» BO g -o o o I

e Ę £ o B.

a o jo u 2 ~

c S - O c a ó 'N g, g o - so — S1.2 U • •

? = . 2 ^ 1 s § te v. « 1 s e s « c a s -O »>Ę ^ ^ S o - ca » D -S ^c E I S 2 u f³ u i £ g- g S i _g a t I Ó ó "1 S '.T -5 2 2 c = « ^ £ " = 6°

a « ca o³

6 = w ~cs O „ C t ~ o 0 I *>C O. r^ "O C

£ ,1 i .a E i „ »• t 1 CU-g g o O S a

m . ^ « .2 Ł ca

O i i -o -o •> .a ° o 5 § s I

•C C S 3 60 M 'S O f f a o ' s - a i ^ o -2

a ' s i s - ' i gr., - I i N — 7: i- te BO N 3

. i -g 3 w "S c s - - I -3 1 8 & » et 5 y a S '5 o-

(5)

5 -O —

^ -d c .2

«5 S o — x « c S O rń S 'e

•N « » O c. i E S 3 E

•j J i =s o S

•S £>O- c r"i E >,© a u 1 -o a -o -6 ^U O .S, - S M U - «

u . . ' N S ' S • • O

C u ra £ Wi 2

>> 00 — M 73 o * u S , o '2 5 un 3 u, 0 I s> u „ ,2 2

•N^e o u -O I t : | . s i « i -

I I^1/1 * § o 2 a

£=3 I <2 *

•o 5 - £ « 'g °

§ a =§ . «

5?x o 2 b -N e u » - ts i >> G '5 Ś ^ I u » , « J* 5 00 F S

•§ 3 s 1 s ^ - - N 8 'N - 2 i o c

1 1 '5 1⁰ i s 1 t a " S a I 'e o

5 s i 1 1

2 K ci; "i -S a s . fr S C ^ - O « fa , 00 cs — .Ą.t: i I T3 ... t? —• o . ^ 'N -a S S S £ - ° 7 1

= « 2 ^ ^ ^¹ I

Ti L* O CL »

1 M J « 0 J O.

^ • j r i . 1 . s t l ®

» C £ S C/5 - C N - « ® 00 O 4> 2 "S u — - '5 2 .s

K G » w 5 "2 3

» 2 C -

'S. •• Jc X a S CO 5 s - £ 2 « t = I E J = O ^

. _ 00 5 ~ c fc , 2 .

0 ' c ^M O Ł ~

^ a t - j s a i * 2

& » g¹ * ii t/3 Q °C

£ fe^u i . c^u 3 ;S 'n 1 s o « f ^

^ O o ^ o -s -a £ 5T s r, Z 5= "

a | ^s * i £⁵ i

ae 2 1 i 8 « % <N

m ^ o^s -g - 1 8 s l u S S S I U o o •£ c

o. I =g .•§ 'S i s ^

=« s. c c O a

I I 2-1

•!<%

£ a 60 B 2 8 J2 i 5 8 -5 ^ g,

0 &'g . 0 S S C - G J a » l i o i s - g ^ i n i¹ t . 1 1 ••§ §

_ o o u B- o 3 S ftrr, a j 5

C J= (B - S n i ^ r t - "

•§•2% g

^E

S o I

8 1 i S i ••§ ^ - s 1 1 i : I r . S n ' S ^ o s o - O

• a S3 O^N — u

i t ^ 5 i S

_{8 I p S g}

» g £ . s oo« Ł .«u 'C g J, -O^ E « i «1 3 J"

1^£ * | 2 i 1 fc o¹ .a s i ^ t £ S u •j 'g

=» d « M^J $

GL — — O

.Sf¹ -2 8 -3 =3 E O = °

(6)

Fig. 4. Zbiorczy profil litostratygraficzny rejonu Źdanowa. 1 - piaskowce i łupki; 2 - utwory olistostromowe; 3 - skały osadowe pokrywy ślizgowej Żdanowa; 4 - gnejsy; 5 - koluwia - gliny z rumoszem; 6 - iły i muły glacilimniczne; 7 - piaski fluwioglacjalne; 8 - gliny zwałowe; 9 - granice jednostek litostratygraficznych; 10 - granice wielkich oiistolitów; U - powierzchnia erozyjna. Nazwy wielkich oiistolitów: BG - blok Grodni; PŚŻ - pokrywa ślizgowa Żdanowa: GM -

gigantolistolit Mikołajowa

Synthetic lithostratigraphic profile of the mapped area. I — sandstones and shales; 2 — olisthostrome rocks; 3 — sedimentary rocks of the Żdanów slide-sheet; 4 — gneisses; 5 — coluvial loams with debris; 6 — glacilimnic clays and muds; 7 — fluvioglacial sands; 8 — till; 9 — boundaries of lithostratigraphic units; 10 — boundaries of great olistholites; 11 — erosional

surface. Great olistholites: BG — Grodnia block: PŚŻ - Żdanów slide-sheet; GM - Mikołajów gigantolistholite

(7)

Ż d a n o w i e tworzą zdaniem O b e r c a (1957) fałszy- wą synkłinę obciętą uskokiem od południa, n a t o - miast według Porębskiej (1982) dwie struktury fałdowe: fałszywą synklinę w części południowej i

normalną synklinę w części północnej odsłonię- cia; synkliny te oddziela nieciągłość tektoniczna, k t ó r a przebiega między warstwami z Jodłownika i u t w o r a m i syluru.

Z d a n i e m a u t o r a w o m a w i a n y m profilu wystę- pują dwie struktury fałdowe: fałszywa synklina w południowej części oraz fałszywa antyklina w północnej części odsłonięcia; północne skrzydło fałszywej synkliny jest zarazem południowym skrzydłem fałszywej antykliny (fig. 7B). Strefa gra- niczna między warstwami z J o d ł o w n i k a i dolnymi ł u p k a m i graptolitowymi w północnym skrzydle fałszywej synkliny (fig. 7A) jest istotnie silnie za- b u r z o n a — co jest rzeczą normalną na kontakcie warstw o różnej kompetencji — ale stratygrafi- czna ciągłość wymienionych jednostek jest nie- wątpliwa. Fałszywa synklina i fałszywa antyklina powstały zapewne z przefałdowania brzusznego skrzydła fałdu leżącego lub płaszczowiny. Tekto- nika fałdowa omawianych skał jest z a b u r z o n a uskokowymi przemieszczeniami warstw.

Z d a n i e m Malinowskiej (1955) piaskowce ordowiku oraz łupki graptolitowe widoczne w od- słonięciu w Wojciechowicach tworzą normalną synklinę; jej b u d o w a jest asymetryczna, z połud- niowo-zachodnim skrzydłem obciętym uskokiem (Oberc 1957).

Badania a u t o r a wykazały, że b u d o w a tektoniczna występujących tu utworów dolnego paleozoiku jest bardziej skomplikowana (fig. 6A). N a j - starsza widoczna część warstw z Jodłownika w północno-wschodniej partii odsłonięcia zalega w położeniu odwróconym, z a p a d a j ą c s t r o m o ku N E . Utwory młodszej części warstw z Jodłowni- ka, występujące dalej k u SW, zapadają s t r o m o ku S w położeniu odwróconym, a także tworzą nie- wielką fałszywą synklinę. K o n t a k t warstw z J o d - łownika i dolnych łupków graptolitowych m a charakter tektoniczny. W obrębie ł u p k ó w graptolitowych m o ż n a wyróżnić trzy odmienne elementy strukturalne:

— element północno-wschodni, w k t ó r y m warstwy zapadają łagodnie ku S. Występują tu utwory górnego landoweru w pozycji normalnej;

— element środkowy utworzony z silnie po- fałdowanych warstw, w kilku miejscach o przebiegu równoległym do ściany odsłonięcia. O ś (osie) widocznej tu struktury fałdowej z a p a d a s t r o m o ku N E . Występują tu utwory landoweru starsze od interwału zon Rastrites linnaei-Mono- graptus turriculatus,

— element południowo-zachodni, w k t ó r y m warstwy zapadają s t r o m o ku NE. Występują tu utwory górnego landoweru i najniższego wenloku młodniejące ku N E .

L I T O L O G I A , S T R A T Y G R A F I A I M E C H A N I Z M D E P O Z Y C J I O S A D Ó W D O L N E G O P A L E O Z O I K U

WARSTWY Z JODŁOWNIKA

Osady reprezentujące tę jednostkę litostraty- graficzną odsłaniają się w Wojciechowicach (fig, 6A), w Ż d a n o w i e (fig. 7A) i na Łupiance (fig. 6B).

Z a najstarszą część warstw z J o d ł o w n i k a uznał a u t o r kilkunastometrowej miąższości pakiet¹ o s a d ó w w niższej części ilastych, w wyższej piaszczysto-ilastych (fig. 8) występujący na pół- nocno-wschodnim k r a ń c u odsłonięcia w Wojcie- chowicach (fig. 6A). O b e r c uznał te utwory za nietypową o d m i a n ę ł u p k ó w kłodzkich i zaliczył je

p o c z ą t k o w o do dolnego dewonu (1957), a następ- nie d o o r d o w i k u (1968a). Łupki kłodzkie zostały następnie określone j a k o mułowce i brekcje sedy- mentacyjne dolnego k a r b o n u (Tubielewicz 1979) lub pogranicza dewonu i k a r b o n u (Chorowska 1979). O m a w i a n e osady zostały włączone przez a u t o r a w o b r ę b warstw z Jodłownika w wyniku stwierdzenia wspólnych typów litologicznych oraz wyraźnego trendu zmian facjalnych od roz- patrywanych osadów d o warstw z Jodłownika w miejscu typowym.

Dolną część omawianego pakietu osadów, o

1 Do określania jednostek warstwowania stosowano terminy: lamina, zestaw lamin, warstwa, zgodnie z ich definicją podaną przez Gradzińskiego el ul. (1976). Termin ławica użyto w znaczeniu genetycznym do opisu geometrycznej formy nagromadzenia osadu zdeponowanego przez podmorski spływ masowy, będącego efektem jednego aktu depozycji i składające- go się z jednej lub kilku warstw o różnej litologii. Do określenia partii osadu wyróżniającej się w profilu występowaniem wybranej cechy lub podobnym zestawem typów litologicznych stosowano określenia: pakiet, kompleks, wkładka.

(8)

miąższości 6 m (fig. 8), tworzą czerwonofioletowe łupki ilaste o płytkowej lub o d ł u p k o w e j oddziel- n o ś c i². Następnie występuje o k o ł o 2 m żółtych i żółtozielonych ł u p k ó w mułowcowych. Wyższa część t o k o m p l e k s przewarstwiających się pia- skowców, pyłowców, ł u p k ó w mułowcowych i ila- s t y c h3 o miąższości o k o ł o 7,5 m (fig. 8). K u górze profilu zmniejsza się udział ł u p k ó w ilastych, a wzrasta ilość piaskowców i pyłowców.

D o m i n u j ą c y m elementem w tej partii profilu są żółte i kremowe, masywne, d r o b n o z i a r n i s t e i b a r - dzo drobnoziarniste piaskowce lub pyłówce.

Tworzą one ławice o miąższości 2 0 - 3 0 cm, sporadycznie d o 60 cm, o ostrych s p ą g a c h i stropach. Pomiędzy ławicami piaskowców i pyłow- ców występują przewarstwienia żółtych i żółto- szarych ł u p k ó w ilastych oraz żółtozielonych łup- ków mułowcowych. Piaskowce i pyłówce nie wy- kazują s t r u k t u r trakcyjnych i f r a k c j o n o w a n i a ziarn. Często zawierają w y e r o d o w a n e z podłoża klasty ł u p k ó w ilastych o średnicy d o 2 cm, uło- żone równolegle d o powierzchni granicznych ła- wic (pi. I, 1). Piaskowce mają c h a r a k t e r wak (pl.

I, 1) oraz skał z pogranicza wak i arenitów, natomiast pod względem składu materiału ziar- nowego są t o piaskowce kwarcowe.

W najwyższej części k o m p l e k s u w obrębie piaskowców o opisanych wyżej cechach występu- ją pojedyncze lub liczne małe riplemarki (pl. II, 1)

u t w o r z o n e z osadu o frakcji pyłowej. Były t o p r a w d o p o d o b n i e riplemarki językowate.

Podrzędnie w obrębie o m a w i a n e g o k o m p l e - ksu występują pyłówce z r y n n o w y m warstwowaniem p r z e k ą t n y m małej skali, łupki mułowcowe laminowane równolegle i łupki ilaste; wymienio- ne typy litologiczne tworzą kilkunastocentymetrowe sekwencje o ostrych spągach i ziarnie d r o b n i e j ą c y m ku górze.

Młodsza od opisanej powyżej część profilu warstw z J o d ł o w n i k a r e p r e z e n t o w a n a jest w W o j - ciechowicach (środkowa część odsłonięcia — fig.

6A, 8), w j ą d r z e fałszywej synkliny Ż d a n o w a (fig.

7A, 10) i na Łupiance (fig. 6B, 11). Informacji o tej części profilu jednostki dostarczyły b a d a n i a o s a d ó w w odsłonięciach oraz materiału występu- j ą c e g o w zwietrzelinie. P o d s t a w o w y m typem litologicznym są tu drobnoziarniste, ciemnoniebieskie piaskowce, z reguły l a m i n o w a n e równolegle, niekiedy bezstrukturowe. Laminacja w y r a ż o n a jest m a k r o s k o p o w o obecnością niebieskich i bia-

łych lamin o grubości od j e d n e g o d o k i l k u n a s t u milimetrów; w obrazie m i k r o s k o p o w y m laminy różnią się wielkością z i a r n a oraz zawartością czarnej, nieprzezroczystej substancji w spoiwie (pl. I, 3). W obrębie piaskowców bez laminacji m o ż n a o b s e r w o w a ć smugi j a s n e g o o s a d u o ł u k o - watym, wklęsłym ku górze przebiegu m a j ą c e naj- p r a w d o p o d o b n i e j c h a r a k t e r s t r u k t u r miseczko- wych. Piaskowce mają charakter a r e n i t ó w k w a r - cowych (pl. I, 3). W spoiwie występuje k r z e m i o n - k a oraz czarna, nieprzezroczysta s u b s t a n c j a (tlen- ki manganu?) n a d a j ą c a skale ciemnoniebieskie za- barwienie. P o n a d t o występują tu b a r d z o d r o b n o - ziarniste piaskowce i pyłówce o barwie żółtej lub jasnoszarej, k t ó r e cechuje obecność w a r s t w o w a -

nia p r z e k ą t n e g o małej skali, z w i ą z a n e g o genety- cznie z małymi r i p l e m a r k a m i , lub w a r s t w o w a n i a k o n w o l u t n e g o , szare lub żółte łupki mułowcowe z laminacją równoległą oraz b e z s t r u k t u r o w e łupki ilaste o barwie brązowej, a w najwyższej części jednostki zielonej.

W y m i e n i o n e typy litologiczne g r u p u j ą się w g r u b e i b a r d z o g r u b e ławice (30-150 cm miąż- szości). Ich dolne granice są ostre, n a t o m i a s t k u górze ławic zaznacza się stopniowe zmniejszanie się frakcji o s a d u od piaszczystej lub pyłowej d o ilastej. N a s p ą g o w e j powierzchni j e d n e j z ławic widoczne są p o g r ą ż y powstałe p r a w d o p o d o b n i e z p r z e m o d e l o w a n i a j a m e k wirowych przy częścio- wym upłynnieniu osadu. W zwietrzelinie znalazł a u t o r okazy g r u b o - i b a r d z o gruboziarnistych piaskowców z odlewami j a m e k wirowych, a t a k ż e z widocznym przejściem od n o r m a l n e g o uziarnie- nia frakcjonalnego lub osadu b e z s t r u k t u r o w e g o d o laminacji równoległej.

N a uwagę zasługują niektóre ławice u t w o r z o - ne z osadu o o d m i e n n y c h od opisanych powyżej cechach s t r u k t u r a l n y c h i teksturalnych (a, b, c — Wojciechowice, fig. 8; d - Ł u p i a n k a , fig. 11):

a) b a r d z o g r u b a ławica złożona, w k t ó r e j kil- k a k r o t n i e przewarstwiają się l a m i n o w a n e r ó w n o - legle piaskowce i pyłówce z w a r s t w o w a n i e m prze- k ą t n y m małej skali;

b) średniej miąższości ławica o o s t r y m s p ą g u i stropie u t w o r z o n a z drobnoziarnistego, bezstruk- t u r o w e g o p i a s k o w c a ;

c) średniej miąższości ławica o o s t r y m s p ą g u i stropie u t w o r z o n a z ż ó ł t o b r u n a t n e g o piaskowca, z z a z n a c z a j ą c y m się o d w r ó c o n y m uziarnieniem f r a k c j o n a l n y m i niewyraźną laminacją równoległą

2 Przy określaniu sposobu pękania skał zastosowano klasyfikację podaną przez Ingrama (vide Spears 1980).

3 W niniejszym opracowaniu zastosowano trójczłonową klasyfikację teksturalmj drobnoziarnistych skał terygenicznych podaną przez Blatta, Middletona i Murraya (vide Spears 1980).

(9)

w części spągowej (pi. II, 2) powstałą w wyniku ścinającego ruchu osadu przed ostateczną depo- zycją. W wyższej części liczne są wyerodowane z podłoża klasty ł u p k ó w o średnicy d o 2 cm oraz ziarna kwarcu o wielkości d o kilku milimetrów.

Piaskowiec ten ma charakter waki kwarcowej (pl.

I, 2). Wysortowanie osadu b a r d z o słabe;

d) ławica o widocznej miąższości 1,15 m ut- worzona z b r u n a t n e g o mułowca zawierającego zmienną, niekiedy bardzo dużą domieszkę piasku i b a r d z o d r o b n e g o żwiru kwarcowego. Osad o n a j w i ę k s z y m , udziale piasku ma charakter waki kwarcowej (pl. IV, i). S t r u k t u r a osadu zasadniczo chaotyczna.

W odsłonięciach w Żdanowie (fig. 7A, 10) i na Łupiance (fig. 6B, 11) stwierdził autor występowa- nie licznych bul utworzonych z piaskowca lub pyłowca (pl. IV, 4). Buły te mają c h a r a k t e r :

1) nałożonych na siebie od dwóch d o kilku małych riplemarków prądowych. Struktury takie mają owalny kształt i średnicę do kilku centyme- trów (Żdanów);

2) fragmentów porozrywanych warstw piaskowca lub pyłowca n a g r o m a d z o n y c h w obrębie mułowcowego tła (pl. III, /). Ich kształt jest owalny lub kulisty, wielkość z reguły wynosi kilka centymetrów (pl. III, i), ale może dochodzić d o 20 cm (pl. III, 2). W ich obrębie widoczne są struktury wewnętrzne (pl. II, i), zazwyczaj warstwowanie p r z e k ą t n e małej skali, rzadziej laminacja równoległa. Krawędzie większych fragmentów przecinają struktury wewnętrzne (pl. II, 3); niekiedy widoczne jest zagięcie lamin przy krawędzi okazu (pl. II, 5), często laminy są zagięte ku środkowi (pl. III, 3). Struktury takie to pogrzę- źnięte formy synklinalne i toczeńce piaszczyste (Żdanów, Łupianka);

3) dochodzących do 25 cm fragmentów piaskowca, oddzielonych ostrymi płaszczyznami po- przecznych pęknięć. Fragmenty te składają się z szeregu nałożonych na siebie riplemarków p r ą d o - wych, k t ó r e ulegały grzęźnięciu i rotacji w podło- żu, tak że powierzchnia d n a pozostawała mniej więcej płaska (pl. II, 4, Łupianka).

N a Łupiance buły typu 2 i 3 występują w obrębie opisanej powyżej ławicy piaszczystego mułowca, który wykazuje wyraźne ślady upłyn- nienia.

Obserwacje luźnych bloków występujących w zwietrzelinie w j ą d r o w e j części fałszywej synkliny Ż d a n o w a dostarczyły danych o najbardziej spoi- stych i utworzonych z najgrubszej frakcji skałach z niższej, nie odsłaniającej się części profilu jednostki. Jej miąższość szacuje a u t o r na co naj-

mniej 30 m, natomiast miąższość warstw z J o d - łownika widocznych w odsłonięciu (fig. 7A) moż- na określić na około 20 m. Wśród okazów z wy- preparowanymi strukturami wewnętrznymi domi- nują t u t a j (około 8 0 % ) piaskowce z lamina- cją równoległą (pl. V, 3). Na kilkunastu okazach widoczne jest t a b u l a r n e warstwowanie przekątne.

Występują okazy wyłącznie z zestawami tabularnego warstwowania przekątnego (pl. IV, 1; pl. V, 2), a także okazy z przejściem od laminacji rów- noległej d o warstwowania przekątnego (pl. V, 4) lub z naprzemianległymi zestawami laminacji równoległej i warstwowania przekątnego (pl. IV, 2). Miąższość zestawów wynosi 2 - 6 c m ; górna granica zestawów jest zawsze erozyjna. Powstanie opisanych wielozestawów lub zestawów tabularnego warstwowania przekątnego należy wiązać z migracją po dnie riplemarków o prostych grzbie- tach. Autor znalazł także kilka okazów z rynnowym warstwowaniem przekątnym małej skali.

Okazy z opisanymi strukturami utworzone są ze średnio- do bardzo drobnoziarnistych pias- kowców. Obserwacje mikroskopowe piaskow- ców / tabularnym warstwowaniem przekątnym wskazują, iż są to arenity kwarcowe (pl. I, 4) różniące się od piaskowców występujących w ła- wicach o ziarnie malejącym ku górze bardzo d o b r y m wysortowaniem ziarn oraz brakiem muskowitu.

Z procesami podobnymi do tych, które ufor- mowały opisane piaskowce z tabularnym warstwowaniem przekątnym, wiąże autor genezę:

— okazu z widocznym brzegiem kanału erozyjnego, w którego wypełnieniu widoczne są zestawy rynnowego warstwowania przekątnego ma- łej skali (pl. V, /). Zestawy te utworzone są z g r u b o - i bardzo gruboziarnistego piaskowca (Żdanów);

— widocznej w odsłonięciu przy szosie w Żdanowie cienkiej warstwy piaskowca o ostrym spągu i stropie, z bardzo licznymi odlewami j a - mek wirowych na powierzchni spągowej;

— znalezionego w zwietrzelinie w Wojciecho- wicach pyłowca z zestawami rynnowego warstwowania przekątnego małej skali o rozciągłości do 20 cm i bardzo małym kącie u p a d u lamin.

W najwyższej części warstw z Jodłownika (Żdanów — fig. 9; Łupianka — fig. 11) zachodzą istotne zmiany w składzie mineralnym oraz cechach teksturalnych i strukturalnych osadu. Wy- stępuje tu sekwencja ławic cieniejących, o ziarnie drobniejącym ku górze profilu. W kolejnych ławi- cach następuje odcięcie członu piaskowcowego z laminacją równoległą, a następnie członu pyłów-

(10)

cowego z rynnowym warstwowaniem przekąt- nym. Tendencje te prowadzą d o zaniku występo- wania osadów klastycznych w stropie jednostki.

O k o ł o 1 m poniżej stropu jednostki pojawiają się osady pelagiczne, p o c z ą t k o w o ilaste, a następnie przechodzące w jasne biogeniczne osady krzemionkowe (łupki krzemionkowe, rogowce). Nie- znacznie powyżej poziomu pojawienia się osadów krzemionkowych następuje gwałtowna zmiana ich barwy z jasnej na ciemną (lidyty). Horyzont ten stanowi granicę warstw z Jodłownika i dolnych łupków graptolitowych.

INTERPRETACJA MECHANIZMÓW DEPOZYCJI WARSTW Z JODŁOWNIKA

Kilkumetrowy kompleks ł u p k ó w ilastych, sta- nowiący zdaniem a u t o r a najstarszą odsłoniętą część warstw z Jodłownika, t o osady pelagiczne.

Tworzyły się o n e w obecności natlenionych wód dennych.

Gruboklastyczne osady wyższej części warstw z Jodłownika, nie wykazujące cech sedymentacji powyżej normalnej podstawy falowania, zostały przeanalizowane pod k ą t e m stwierdzenia wystę- powania struktur typowych dla „warstwowania h u m m o c k y " — charakterystycznej sekwencji osa- dów klastycznych deponowanych powyżej burzo- wej podstawy falowania (Dott, Bourgeois 1982).

Analiza ta przyniosła wynik negatywny. O m a w i a - ne osady d e p o n o w a n e były zatem na dnie basenu sedymentacyjnego trwale zanurzonym poniżej bu- rzowej podstawy falowania. Cechy strukturalne tych osadów wskazują, iż zasadnicza ich część została z d e p o n o w a n a przez podmorskie spływy masowe. D o m i n u j ą c y m typem spływów były prą- dy zawiesinowe niskiej gęstości, z którymi wiązać należy powstanie osadów grupujących się w ławi- ce o ostrych spągach, z gradacyjnym zmniejszaniem się frakcji materiału ku górze, z charaktery- styczną sekwencją struktur wewnętrznych naj- częściej rozpoczynającą się interwałem B lub C Boumy (por. R u p k e 1978). Mniejsze znaczenie miały:

a) spływy o charakterze pośrednim między spływami kolizyjnymi i spływami upłynnionego osadu (osady w ławicach o ostrych spągach i stropach, nie wykazujące s t r u k t u r trakcyjnych i frakcjonowania ziarn, zawierające w y e r o d o w a n e z podłoża klasty łupków ilastych):

b) spływy kohezyjne (osad w ławicy o ostrym spągu i stropie, z odwróconym uziarnieniem frakcjonainym i laminacją równoległą ze ścinania w części spągowej — Wojciechowice; p r a w d o p o -

dobnie także ławica mułowca piaszczystego na Łupiance).

Występowanie toczeńców piaszczystych, pog- rzęźniętych s t r u k t u r synklinalnych i spękanych fragmentów piaskowcowych należy wiązać z de- formacjami osadu zachodzącymi w wyniku wyt- worzenia się niestatecznego uwarstwienia gęstoś- ciowego (por. Anketell et al. 1970). Procesy takie powtarzały się w trakcie sedymentacji osadów warstw z J o d ł o w n i k a wielokrotnie. Stopień lityfi- kacji materiału piaszczystego grzęznącego w u p - łynnionym osadzie m u ł o w c o w y m . mógł być zmienny, co prowadziło w efekcie d o powstania różnych z wymienionych struktur.

Podrzędnie w obrębie warstw z J o d ł o w n i k a występują osady d e p o n o w a n e przez g ł ę b o k o m o r - skie prądy trakcyjne. Z tym czynnikiem t r a n s p o r - tu i depozycji m o ż n a wiązać obecność o d o s o b - nionych oraz nałożonych n a siebie riplemarków otoczonych materiałem o odmiennej, z reguły drobniejszej frakcji. N a ł o ż o n e na siebie riplemarki powstały w efekcie migracji po dnie i grzęźnię- cia odosobnionych riplemarków (por. Dżułyński, Kotlarczyk 1962). Obecność b a r d z o dobrze za- znaczającej się laminacji, częsty brak określonego trendu zmian s t r u k t u r wewnętrznych (naprze- mianległe zestawy z laminacją równoległą i warstwowaniem przekątnym), b a r d z o ostre granice zestawów lamin, niewielka miąższość zestawów, b a r d z o d o b r e wysortowanie ziarn oraz wysoki stopień dojrzałości mineralogicznej, brak ilastej masy wypełniającej i muskowitu cechujące piaskowce z zestawami tabularnego warstwowania przekątnego, piaskowce tworzące wypełnienie ka- nału erozyjnego (pl. V, 1) oraz warstwę o ostrym spągu i stropie, z licznymi odlewami j a m e k wirowych opisaną z odsłonięcia w Ż d a n o w i e pozwala- ją uznać je za osady głębokomorskich p r ą d ó w trakcyjnych (konturyty piaszczyste — por. Stow,

Lovell 1979). Z działalnością p r ą d u dennego wią- że się zapewne także geneza pyłowca z zestawami rynnowego warstwowania przekątnego o małej miąższości i znacznej rozciągłości (Wojciechowi- ce). P o d o b n e riplemarki mułowe, w których brak stoku osypiskowego, opisano ze współczesnych den oceanicznych (Lonsdale, Spiess 1977).

P o d s u m o w u j ą c m o ż n a stwierdzić, iż w osa- d a c h warstw z J o d ł o w n i k a zarejestrowane jest dość gwałtowne przerwanie sedymentacji pelagicznej i rozwój sedymentacji klastycznej, będącej wynikiem redepozycji osadów terygenicznych z płytszych stref basenu sedymentacyjnego. N a de- pozycję przez podmorskie spływy masowe nakła- da się depozycja przez silne i b a r d z o silne prądy

(11)

mułowcowe; 3 — jasne łupki ilaste; 4 - jasne łupki krzemionkowe i rogowce; 5 — czarne łupki ilaste i krzemionkowe; 6

— lidyty; 7 — osady wulkanogeniczne; 8 - konkrecje fosforytowe; 9 - buły piaskowcowe w mułowcowej lub ilastej matrix; 10 — kontakt tektoniczny; U - luka

Lithostratigraphic profile of the Ordovician-Devonian sequence in the mapped area. 1 — sandstones; 2 — siltstones and mud shales; 3 — light coloured clay shales; 4 — light coloured siliceous shales and cherts; 5 — black clay shales and siliceous .shales; 6 — lydites; 7 — tephra; 8 — phosphoritic nodules; 9 — sandstone nodules within muddy or clayey

matrix: 10 — tectonic contact: 11 — hiatus

(12)

Ze, 1 * 1

1 § 1 1 1 1 1 £

u ts ""> -d a g 'S ca — v. o 3 3 j* 1 1

' l C -O = tr> 3 <9 ^ E

. - I 8 m i s 1 s t o • - w S 2 00 S a ,=2 eo S g. o - o - S 8 I £ If " - . 5 o * - 1

i s

1 -8 8 22 o N o „ 3

•s x .ta 2 - I t I 2 &

- §

8 -o

'—»0 £ u N , 'g S3 O ' i >>g S

•2 « « o

»•60 o ag . . . 2 -o <»

u .0 £ -O I O o 3 1 o u S

rv, JS g . . .2 00 C 2

I S 1 , 1 i o 8 ~ .8

13 C ry, O £ U M . •** » '5 »

U l

§ "g E E I 1 * 2 g

i i i I I l '¹ - •§ 's s ab g T ri | l

I I I 0 c 2 a

6 K « 2⁷³ -g

•n S « 1 S

1 a « "S 5 N e 2 n 6 o ca o 3 YV S n 8 'S' 3 1 X" « 1 1 & -1 "S &

o s N ~ a o

K —Ł C O

a * u 13 o

.2 3 5 o. -o « *

\ Y S 1 I

> o

i i ! ° ^d

co E 8 1 a

u * - ca

o ca e

e « .§ 3 ca S t2 .3 .0 '5. o ca *s C

& a -a s S

«J 5 g =« ~

ca I J 3

M i t s^a a § g,

o £ -S u g1

a 2 -o S B -O G O O

< _* 1 05

•— ta e j -c s .2 1 2 O O 1 1 j ; *

2 » 8 -3 §

•§ -2 ' s I a

•rt » O o I f - 8 ' s S

3 'C 4 0 'o' O t _S > Ja a 3 :> o, .3 l i B 8 *

0 2 I

>- 00 o.

a •- S I - 4 H I

S 0 Bi

3 8 O ..

'S I | g ? N g> CS J3 g 1 C « U N

a 2 a O- 35 b I £ 0 = g o g> * % ^ tL JS i? J « 2

o ^ _{X3 «fi} s 0 Z % i

• 2 i o J i i 1 c — ca 60 N J3 ^ l ' f ! §

' i 1 1 N

W) U > ja

. a l «

•ij -a a - o jg S . 5 2 — .if h «a fc m E -S

(13)

JŚ u . „ is «a _{aa a} Vh H 's. §

2 -a

2 3

2 3 so fe O « G H 0 60

1 S .§

"! i 5 d .

... ao 5 x c •»

•1 B-B _{X u y}0 .Si <3 1 1 J

6 ! I

» .82 S_a

J

3 g oi . 9 1 = I

Ł I - vo ,S g & 3

N 3 ^ C = B⁰¹ , o 5 3 C0 5 I M C ^

^ .2 «1 I i 2 « £ • £

B 5 ś Ł «

<5 o.^a « i?

—> x 3 2 3 cS W O. ...

'S -g 3 S

•a 8 6 S' 1 I 3 § I i I I 8 *

° * & 3 3 I -I § 2 |

I P f I

a⁸ 3 1 1 I S 1 «

0 2 « ' S •» j i 2 B 3 .

•A -2 3 'a u

? I 1 u r J !¹ 1 1 i 1 .a b 2³ - 3 s £ I 3 a

• & « . - a a so g a &

•a « I & 3 1 - 2

1 I &

a "^{1 1} s

* I 3 - 1 i I a i

P 'N - «j * b. j, ? § 8P

* - <S 1 s

•8 § "3 t J

8 . 8 g §> •

tt « g 2 3

® « 2 Ł K .5 . 00

1 1 1 1 I -2 I 2 I

I i g o I 1 1 5 1 & s s ?

3 - 1 8 i s - i j

88 2 g 3 i | | I | S/3 g -O Ł

> i S U S

< so O M

^ - S' ' ^ . o S . o

» Z S i t s t I u i 2 o .„ .

l a ® '5 .8 S

< j j 2 ..

l a s B = | a a a

£> <0 u a 3 ft

§ S - -8

=3 Jf S.

I B .c o

g. . s

!^e a w Ł S s J N 1 a s 3

c 2

& g"

'2 I

£ S

(14)

S E D Y M E N T A C J A D O L N E G O P A L E O Z O I K U G Ó R BARDZKICH 129 denne związane najprawdopodobniej z cyrkulacją

termohalinową, podobnie jak ma to miejsce współcześnie (Hollister, Heezen 1966). Po okresie takiej sedymentacji następuje dość nagły powrót do sedymentacji pelagicznej.

Osady warstw z Jodłownika tworzyły się w obecności natlenionych wód dennych. Granica tej jednostki i dolnych łupków graptolitowych od-

zwierciedla zmianę potencjału redukcyjno-utlenia- jącego wód dennych w basenie sedymentacyjnym.

DOLNE ŁUPKI GRAPTOLITOWE

Dolne łupki graptolitowe odsłaniają się w Żdanowie (fig. 7A), na Łupiance (fig. 6B, 6C) i w Wojciechowicach (fig. 6A). Pełny profil jednostki (landower-dolny ludlow), służący j a k o podstawa d o jej charakterystyki, odsłania się w Żdanowie (fig. 10). Reprezentowana w odsłonięciach na Łu- piance część profilu jednostki (landower i wenlok) wykazuje duże podobieństwo do profilu w Żda- nowie (fig. 11), utwory te nie będą zatem omawia- ne. Podkreślone natomiast zostaną specyficzne cechy dolnych łupków graptolitowych w profilu w Wojciechowicach (fig. 8), gdzie odsłania się iandower i najniższy wenlok.

Miąższość dolnych łupków graptolitowych wynosi 37,5 m (fig. 10); na landower przypada około 17,2 m, na wenlok 13 m, zaś na dolny ludlow 7,3 m. Udokumentowane dotychczas zo- ny graptolitowe (Malinowska 1955) zaznaczono na poszczególnych profilach (fig. 8, 10, 11). Naj- starsza stwierdzona tu zona to zona Rastrites linnaei (Wojciechowice). Zdaniem autora pozbawiona graptolitów dolna część jednostki reprezentuje całą starszą część landoweru. Problem wieku granicy warstw z Jodłownika i dolnych łupków graptolitowych zostanie szerzej omówio- ny w dalszej części pracy.

W niższej części dolnych łupków graptolitowych o miąższości 11 m (fig. 10) dominującym typem litologicznym są lidyty. N a całym tym odcinku profilu lidytom towarzyszą łupki krzemionkowe o płytkowej oddzielności; sporadycznie występują także kilkumilimetrowe wkładki łupków ilastych z graptolitami.

Lidyty tworzą warstwy od jednego do kilkunastu (maksymalnie 16) centymetrów miąższości.

W odsłonięciu lidyty mają wygląd masywny. Na silnie zwietrzałych powierzchniach (pl. VI, 1) oraz powierzchniach zgładów z reguły zaznacza się laminacja równoległa; laminy mają grubość od jednego do kilku (sporadycznie do kilkunastu) milimetrów. W obrazie mikroskopowym można

wyróżnić kilka podtypów litologicznych, których naprzemianległe występowanie jest odpowiedzial- ne za powstanie laminacji:

a) lidyt zawierający znaczną ilość substancji organicznej równomiernie rozproszonej, która maskuje bardzo drobnokrystaliczną substancję krzemionkową (prawdopodobnie chalcedon) (pl.

VII, 1). W tym tle widoczne są radiolarie o średnicy do 0,2 mm, tworzące kilka procent obję- tości skały. Sporadycznie występują większe radiolarie z dobrze zachowaną budową wewnętrzną (pl. VI, 4). Niekiedy obecne są także kuliste formy o ściance zewnętrznej zbudowanej z odpornej substancji organicznej (pl. VI, 3), wtórnie wypeł- nione krzemionką;

b) lidyt zawierający pewną ilość minerałów ilastych, które grupują się w nieciągłe smugi lub soczewki rozmieszczone w tle maskowanym przez substancję organiczną (pl. VII, /). Zawartość radiolarii zmienna, niekiedy dochodzi do 2 5 % ob- jętości skały;

c) lidyt bogaty w substancję organiczną, która może prawie całkowicie maskować składniki mi- neralne skały. Radiolarie występują sporadycznie, natomiast obecne są w ilości kilku procent ziarna detrytycznego kwarcu o średnicy przeciętnej 0,04 mm i maksymalnej 0,1 mm. W takim tle widoczne są niekiedy cienkie żyłki substancji krzemionkowej o meandrycznym przebiegu, uło- żone mniej więcej równolegle do laminacji (pl.

VII, 2);

d) lidyt, w którym widoczne są wyłącznie radiolarie o przeciętnej średnicy 0,07 mm oraz substancja organiczna o kłaczkowatym wyglą- dzie. W laminach o kilkumilimetrowej miąższości zaznacza się stopniowa zmiana składu — w dolnej części dominują radiolarie, w górnej substancja organiczna (pl. VII, 3);

e) lidyt ubogi w substancję organiczną, zazna- czający się w postaci jasnych lamin (pl. VI, 2).

Skała składa się z bardzo drobnokrystalicznej masy krzemionkowej, w obrębie której występują radiolarie tworzące do 2 0 % jej objętości.

Brak danych o częstości występowania wyróż- nionych podtypów w kompleksie lidytów.

W interwale 11-16,5 m profilu dolnych łup- ków graptolitowych (górny landower) (fig. 10) stopniowy zanik lidytów wyrażony jest zarówno zmniejszaniem się miąższości kolejnych warstw, jak i coraz rzadszym ich występowaniem; w in-

terwale tym dominującym elementem stają się czarne łupki.

Zasadnicznym typem litologicznym w wyższej części jednostki (najwyższy landower-dolny lud-

17 - Geologia Sudctica, XXII/I 2

(15)

low) są czarne łupki. Występują one w interwa- łach: 16,5-20,2 m 22,6-30,2 m, 32,9-33,7 m oraz 34,1-37,5 m profilu dolnych łupków grapto- wych (fig. 10). W czarnych łupkach z pierwszego oraz ze stropowych partii drugiego i czwartego z wymienionych Interwałów występują liczne graptolity; w pozostałych horyzontach graptolity wy- stępują bardzo rzadko lub brak ich zupełnie.

Wśród czarnych łupków można wyróżnić trzy podtypy różniące się rodzajem oddzielności (w obrębie podtypu mogą występować skały w róż- nym stopniu skrzemionkowane):

1) czarne łupki o płytkowej oddzielności, sta- nowiące dominujący element litologiczny. W obrazie mikroskopowym widać, że skała jest bo- gata w rozproszoną substancję organiczną, ma- skującą chaotycznie rozproszone minerały ilaste.

W tym tle występują skupienia illitu mające for- mę niewielkich, wydłużonych soczewek (pl. VIII, /), a niekiedy nieciągłych smug (pl. VIII, 2). Spo- radycznie występują skupienia illitu dochodzące do 3 mm długości (pl. VIII, 3), widoczne makro- skopowo na przeciętych okazach. Występowanie Unijnie ułożonych soczewek i smug ilastych nada- je skale uporządkowaną strukturę powodującą

płytkową oddzielność. Z a r ó w n o w tle, jak i w obrębie skupień illitu występują chaotycznie rozproszone ziarna detrytycznego kwarcu o średnicy do 0,02 mm w ilości do 1 % objętości skały. N a powierzchniach oddzielności łupków autor stwierdził kierunkowe ułożenie graptolitów (pl. X, 3); prostopadły przebieg warstw względem ścian odsłonięcia utrudnia stwierdzenie czy orientacja graptolitów występuje w tych łupkach często, czy sporadycznie;

2) czarne łupki o odłupkowej oddzielności, stanowiące podrzędny element litologiczny. W obrazie mikroskopowym skała nie wykazuje żad- nej struktury kierunkowej (pl. VIII, 4). Wido- czna jest rozproszona substancja organiczna ma- skująca chaotycznie rozproszone minerały ilaste.

W ilości do 1 % obecne są także ziarna detrytycznego kwarcu frakcji pyłowej;

3) sporadycznie występujące czarne łupki o oddzielności blokowej. W obrazie mikroskopowym skała jest bardzo podobna do podtypu 2;

różni się jedynie nieco mniejszą zawartością substancji organicznej oraz detrytycznego kwarcu frakcji pyłowej (dziesiętne części procentu).

W interwałach 20,2-22,6 m (dolny wenlok) oraz 30,2-32,9 m i 33,7-34,1 m (dolny ludlow) profilu jednostki występują jasne łupki (fig. 10).

Można wśród nich wyodrębnić dwa zasadnicze typy:

a) łupki koloru zielonego, ilaste lub ilasto- -krzemionkowe, sporadycznie krzemionkowo-ilaste, pękające z reguły na płytki o bardzo nierów- nych powierzchniach. Utworzone są z illitu, któ- remu w ilości do kilku procent mogą towarzyszyć ziarna detrytycznego kwarcu o wielkości do 0,015 mm. W odmianach skrzemionkowanych krzemionka występuje w formie kryptokrystali- cznej. W płytkach cienkich widoczne są wyraźnie różnicujące się mikrolaminy, które mogą ulegać bocznemu wyklinowywaniu (pl. IX, 3). W łup- kach tych występują soczewkowate lub owalne skupienia zbudowane z krzemionki (pl. IX, 1) lub z brązowej ziarnistej substancji. Ich cechy wska- zują, iż były to pierwotnie riplemarki utworzone b ą d ź z radiolarii (pl. IX, 2), b ą d ź też z kulistych ziarn zbudowanych z montmoryllonitu, których geneza wiąże się być może z procesem bentonity- zacji popiołu wulkanicznego. Widoczne są także nagromadzenia materiału wulkanogenicznego (krystaloklasty amfiboli o wielkości do 0,15 mm) rozproszonego w osadzie o kilkudziesięciomilime- trowej miąższości. Amfibole tkwią w ilastym tle, tworząc soczewkowate nagromadzenia (pl. IX, 4), które obocznie przechodzą w cienkie laminy z amfibolami. Krystaloklasty nie były prawdopodobnie przesypywane po dnie, lecz deponowane bezpośrednio przez prąd razem z minerałami ila- stymi. Omówione łupki występują szczególnie często w dolnym wenloku.

b) łupki niebieskoszare, krzemionkowe, rzadziej krzemionkowo-ilaste, tworzące masywne warstwy o kilku- lub kilkunastocentymetrowej miąższości, o oddzielności blokowej. W obrębie warstw łupków krzemionkowych zaznaczają się naprzemianległe partie zawierające lub pozbawio- ne rozproszonych siarczków (prawdopodobnie markasyt). W obrazie mikroskopowym widoczny jest illit, który maskuje kryptokrystałiczną krze-

mionkę. Łupki takie występują przede wszystkim w dolnym ludlowie.

Jasne łupki w wymienionych interwałach two- rzą zwarte pakiety lub przewarstwiają się z czar- nymi łupkami (fig. 10, 11). Można obserwować stopniowe przejścia między osadem bogatym i ubogim w substancję organiczną — w obrębie jasnego łupka występują laminy oraz nieciągłe

smugi ciemnego osadu (pl. XI, 1).

Łupki występujące powyżej kompleksu lidy- tów (11-37,5 m profilu jednostki) charakteryzują się zmiennym stopniem skrzemionkowania (za- wartością niedetrytycznej krzemionki) (fig. 10, 11).

Przeważają odmiany krzemionkowo-ilaste i ilasto-krzemionkowe; rzadziej występują łupki krze-

(16)

SEDYMENTACJA D O L N E G O PALEOZOIKU GÓR BARDZKICH 131

mionkowe lub ilaste. Jedynie w najwyższym z wyróżnionych kompleksów czarnych łupków (zona Lobograptus scanicus dolnego ludlowu) zaznacza się wzrost stopnia skrzemionkowania — występują tu łupki krzemionkowe z wkładkami lidytów oraz jasnych, niebieskoszarych rogow- ców. Źródłem krzemionki dla tych osadów były radiolarie. W najwyższej części dolnych łupków graptolitowych osady stają się coraz bardziej ilaste.

W nieznacznej, lecz zauważalnej ilości wystę- pują w profilu jednostki wulkanogeniczne skały osadowe (fig. 10, 11). Dominującym ich typem są skały silnie porowate, lekkie, miękkie, brunatno zabarwione. W obrazie mikroskopowym mają one wygląd czerwonobrunatnej, słabo prześwieca- jącej, skrajnie drobnokrystalicznej masy. Skały te

mają charakter hyaloklastytów i związane są z wulkanizmem zasadowym. W dolnym wenloku występują warstwy hyaloklastyków o miąższości 30 i 10 cm, natomiast ich cienkie (0,5-5 cm) wkładki spotyka się w obrębie utworów wenloku i dolnego ludlowu. Znacznie mniejszy udział mają produkty wulkanizmu kwaśnego lub obojętnego.

W dolnej części kompleksu lidytów (pl. X, 1) oraz w najwyższym lando werze (pl. X, 2) występuje kilka wkładek żółtych i pomarańczowych tufitów o miąższości do 2 cm, natomiast w dolnym ludlowie obecnych jest kilka cienkich (około 0,5 cm) wkładek bentonitów o żółtej lub żółtozielonej barwie.

Wśród ciemnych osadów dolnych łupków graptolitowych występują konkrecje fosforytowe, z re- guły mające formę silnie wydłużonych soczewek.

N a około 5,5 m, 14,8-15,2 m oraz 27,4-27,8 m profilu jednostki (fig. 10) występują one szczegól- nie licznie, układając się w swego rodzaju pozio- my korelacyjne; w innych horyzontach stratygra- ficznych mogą występować w niewielkiej ilości.

Dolne łupki graptolitowe w Wojciechowicach reprezentowane są przez dwa fragmenty profilu jednostki kontaktujące ze sobą tektonicznie. W pierwszym z nich, o miąższości co najmniej 3,5 m (fig. 8), występują niemal wyłącznie lidyty, pod- rzędnie natomiast szare łupki krzemionkowe. Li- dyty tworzą kilkunastocentymetrowe (maksymalnie 30 cm) warstwy. Pakiet ten stanowi zdaniem a u t o r a odpowiednik części kompleksu lidytów z profilu w Żdanowie i jest starszy od udokumen- towanego w niższej części drugiego fragmentu profilu interwału zon graptolitowych Rastrites linnaei-Monograptus turriculatus.

Drugi fragment profilu o miąższości 8,15 m (fig. 8) reprezentuje przedział wiekowy od inter-

wału zon Rastrites linnaei-Monograptus turriculatus górnego landoweru do najniższego wenloku (E. Porębska — inf. ustna). N a odcinku 0 - 6 m tego pakietu występują lidyty oraz szare lub sza- roniebieskie łupki krzemionkowe i krzemionkowo-ilaste o doskonałej oddzielności płytkowej. Li- dyty tworzą warstwy o miąższości do kilkunastu centymetrów. Opisane łupki wraz z podrzędnymi wkładkami lidytów o kilkucentymetrowej miąż- szości tworzą odcinek 6-8,15 m pakietu. Opisany profil charakteryzuje się bardzo rzadkim wystę- powaniem graptolitów.

INTERPRETACJA MECHANIZMÓW DEPOZYCJI DOLNYCH ŁUPKÓW GRAPTOLITOWYCH

Źródłem krzemionki dla lidytów oraz łupków krzemionkowych występujących w dolnej oraz najwyższej części jednostki były radiolarie opada- jące na dno ze strefy wód przypowierzchniowych.

Ich zmienna ilość przy podobnej zawartości SiO^z w skale wiąże się zapewne z mechanizmem i tempem depozycji oraz wielkością radiolarii. Naj- wolniej zdaniem autora osadzały się osady podtypu c lidytów. Opal budujący radiolarie uległ tu rozpuszczeniu, a następnie wytrąceniu w postaci żelu krzemionkowego i krystalizacji w postaci chalcedonu. Krzemionka mogła niekiedy migro- wać i koncentrować się w postaci żyłek. Jedynie ten typ zawiera znaczną Ilość rozproszonego detrytycznego kwarcu. Nieco szybciej przebiegała akumulacja osadów podtypu a, w których pewna ilość radiolarii nie uległa rozpuszczeniu. Akumu- lacja osadów podtypów b, d oraz e przebiegała zapewne szybciej niż pozostałych. W podtypie b radiolarie opadające na dno zostały pogrzebane w materiale ilastym deponowanym najprawdopodobniej przez prąd denny. Frakcjonowana struktura osadów podtypu d zapewne odzwierciedla gwałtowny zakwit planktonu roślinnego i radiolarii w wodach przypowierzchniowych oraz zró- żnicowaną prędkość opadania tych organizmów na d n o po obumarciu. Natomiast osad podtypu e powstał w wyniku szybkiego opadnięcia na dno samych radiolarii.

W młodszej części landoweru, w wenloku i znacznej części wczesnego ludlowu dostawa radiolarii d o osadu była znacznie zmniejszona. Nie wygasła jednak całkowicie, czego dowodzą opisane riplemarki piasku radiolariowego (pl. IX, 2) czy wypełnienia radiolarii wodorotlenkami żelaza (pl. IX, 4).

Spośród wyróżnionych podtypów czarnych łupków najwolniejszą sedymentację reprezentują

(17)

podtypy 2 i 3. Brak śladów bioturbacji w obrazie mikroskopowym oraz śladów zaburzeń osadu powstałych w trakcie ruchu osuwiskowego wskazuje, iż jednorodna struktura osadu jest cechą pierwotną. Te typy osadu powstały w wyniku równoczesnego, jednostajnego opadania na dno materiału mineralnego i substancji organicznej w warunkach całkowicie stagnacyjnych — przy bra- ku prądów dennych.

Natomiast czarne łupki o płytkowej oddziel- ności powstały w wyniku nałożenia się dwóch procesów: jednostajnego opadania na dno mate- riału mineralnego i substancji organicznej oraz depozycji materiału ilastego przez prądy denne.

Nieciągły charakter oraz zmienna grubość soczewek i smug ilastych sugeruje, iż prąd denny mógł częściowo erodować osadzone laminy ilaste lub, co wydaje się bardziej prawdopodobne, obszary dna, na których nastąpiła zaczątkowa depozycja iłu, stawały się uprzywilejowanymi miejscami dalszej jego akumulacji.

Obecność konkrecji fosforytowych w ciemnych osadach dolnych łupków graptolitowych wiąże się najprawdopodobniej z uwalnianiem jo- nów fosforanowych w wyniku rozkładu substancji organicznych; część tych jonów mogła następ- nie przechodzić do wód depozycyjnych, część zaś ulegać wytrącaniu w formie konkrecji (por. Curtis 1980). Być może dochodziło do wychwytywania jonów fosforanowych przez materiał wulkanoge-

niczny (por. Berner 1973), co tłumaczyłoby stwierdzoną przez Kurę (1967) znaczną zawartość fosforu w tufitach (hyaloklastytach!) sylurskich w profilu w Żdanowie.

Jasne łupki były deponowane przez wypada- nie materiału detrytycznego z kolumny wody oraz przez prądy denne. Pierwszy z tych mecha- nizmów depozycji reprezentują łupki z reguły silnie skrzemionkowane, o blokowej oddzielności, często bogate w rozproszone siarczki. Drugi natomiast łupki w mniejszym stopniu skrzemionkowane, łupiące się na płytki o nierównych powierzchniach, zawierające domieszkę pyłu kwarcowego, a niekiedy także soczewkowate nagromadzenia materiału biogenicznego lub wulkanogenicznego. Rozproszenie tego materiału (który musiał opadać na dno stosunkowo szybko) w osadzie o kilkunasto- do kilkudziesięciomilime- trowej miąższości świadczy o szybkiej depozycji osadu przez prąd. Bardzo wyraźna dysproporcja między kompetencją czynnika transportującego (mogącego przemieszczać bardzo drobnopiaszczy- sty materiał biogeniczny lub wulkanogeniczny) a maksymalną wielkością niesionego materiału te-

rygenicznego (do 0,015 mm) zaprzecza depozycji tych osadów przez prądy zawiesinowe. Były one zdaniem autora deponowane przez prądy denne związane zapewne z głębokomorską cyrkulacją termohalinową.

Akumulacja czarnych łupków i lidytów nastę- powała w warunkach euksynicznych w obecności beztlenowych wód dennych. Wskazuje na to: a) znaczny udział materii organicznej w osadach (także tych, które tworzyły się przez bardzo wol- ne opadanie na dno), która w warunkach aerobo- wych uległaby zniszczeniu przez bakterie, oraz b) brak bentosu i bioturbacji osadu. Akumulacja jasnych łupków następowała w obecności natlenionych wód dennych. Granica środowiska utle- niającego i redukcyjnego znajdowała się w bli- skim sąsiedztwie granicy woda/osad, tak że strefa redukcji siarczanów (por. Curtis 1980) mogła znaj- dować się blisko powierzchni osadu. Obecność natlenionych wód dennych wiązała się z aktyw- nością prądów dennych przewietrzających przy- denne partie basenu. Pewne partie osadu (pl. XI, 1) mogły zapewne być deponowane przez prąd denny przemieszczający natlenione wody i depo- nujący osad nie zawierający substancji organicznej, podczas gdy zasadnicza masa wód dennych była pozbawiona tlenu i osad opadający na dno z kolumny wody zawierał substancję organiczną.

Utwory landoweru w Wojciechowicach mają podobną miąższość, jak w Żdanowie i na Łu- piance. W profilu tym zaznacza się bardziej in- tensywna i dłużej trwająca, niż w pozostałych profilach, depozycja biogenicznej krzemionki.

Bardzo mała jest natomiast dostawa materiału terygenicznego. Profil ten wyróżnia się także nie- wielką zawartością substancji organicznej w łup- kach (szara barwa). Fakt ten wiąże się zapewne częściowo z niską produktywnością organiczną w wodach powierzchniowych (wskazuje na to bardzo rzadkie występowanie graptolitów), a częścio- wo z przewietrzaniem przydennych partii basenu przez prądy denne (o których aktywności świad- czy występowanie tu łupków o wyłącznie płytko- wej oddzielności). Przy bardzo niskim tempie akumulacji, jakim cechują się te osady, nawet niewielka zawartość tlenu przynoszonego przez prądy denne mogła być wystarczająca do bakte- ryjnego rozkładu opadającej substancji organicznej.

SZAROZIELONE ŁUPKI

Powyżej dolnych łupków graptolitowych wy- stępuje kompleks jasnych, nie zawierających

(18)

SEDYMENTACJA D O L N E G O PALEOZOIKU GÓR BARDZKICH 133

graptolitów łupków ilastych o miąższości 7,3 m (fig. 10). T a partia profilu wykazuje znaczne po- dobieństwo d o jasnych łupków ilastych (Graugrtine ess Schiefer) opisanych przez Jaegera

(1977) z górnego ludlowu i pridoli Saksonii i Alp Karnijskich. Jednostka ta została rozpoznana na obszarze struktury bardzkiej jedynie w Żdanowie (fig. 7A).

Dolna granica jednostki (fig. 10) ma charakter zluźnienia tektonicznego i oddziela ciemne, w różnym stopniu skrzemionkowane osady dolnych łupków graptolitowych od jasnych osadów ilastych szarozielonych łupków. Wiek tej granicy w Żdanowie nie jest dokładnie określony. F a u n a graptolitowa, występująca około 1 m poniżej granicy jednostek, reprezentuje zonę Lobograptus scanicu§ dolnego ludlowu, zaś wśród graptolitów znalezionych przez autora w ciemnej wkładce około 1,9 m powyżej granicy występuje „Mono- graptus" egregius Urbanek (E. Porębska — inf.

ustna) wskazujący na górny ludlow. Można przy- puszczać, iż zanik sedymentacji ciemnych osadów z graptolitami nastąpił tu w zbliżonym czasie, jak na obszarze Wielkiej Brytanii i G ó r Świętokrzy- skich oraz Turyngii, a więc w pobliżu granicy wczesnego i późnego ludlowu (Tomczykowa, Tomczyk 1978).

Granica szarozielone łupki/górne łupki graptolitowe (fig. 10) ma również charakter zluźnienia tektonicznego i oddziela jasne, miękkie łupki ilaste od czarnych łupków krzemionkowych i lidy- tów. Wśród graptolitów zebranych przez a u t o r a z ciemnej wkładki występującej w odległości 1 m poniżej stropu jednostki obecny jest Monoclima- cis ex gr. ultimus (E. Porębska — inf. ustna) wskazujący na najniższą część pridoli. Spągowa część górnych łupków graptolitowych reprezentuje zonę Monograptus transgrediens górnego

pridoli (Porębska 1980, 1982). Podobny, jak w profilach w Saksonii i w Alpach Karnijskich (por.

Jaeger 1977), rozwój litologiczny oraz nieco więk- sza miąższość jednostki w Żdanowie wskazują na niewielkie rozmiary redukcji tektonicznej stropo- wej części profilu szarozielonych łupków na wspomnianym złuźnieniu.

Zasadniczym typem litologicznym jednostki są łupki ilaste, żółtozielone i zielone, po zwietrze- niu żółte lub żółtobrązowe, miękkie i rozsypliwe.

Wykazują oddzielność odłupkową oraz płytko- wą; płytki mają bardzo nierówne powierzchnie.

Osady te utworzone są z illitu. W obrazie mikroskopowym laminacja zaznacza się bardzo słabo;

dostrzegalne laminy mają nieostre granice i lekko falisty przebieg.

W obrębie jednostki występuje kilka wkładek pomarańczowych tufitów o miąższości 3 - 5 cm.

Obecnych jest także kilka kilkucentymetrowych wkładek brunatnych łupków ilastych; część z nich zawiera znaczną domieszkę materiału hyalo- klastycznego.

INTERPRETACJA MECHANIZMÓW DEPOZYCJI SZAROZIELONYCH ŁUPKÓW

Sposób pękania skał oraz występowanie wyłą- cznie osadów ilastych i bardzo niskie tempo sedymentacji sugerują, iż osady te były deponowane przez opadanie materiału z kolumny wody (typ o odłupkowej oddzielności) oraz przynajmniej częściowo pfzez prądy denne (typ o płytko- wej oddzielności).

Osady te były deponowane w obecności natlenionych wód dennych. We współczesnych ocea- nach obszary sedymentacji mułów krzemionkowych pokrywają się z obszarami wysokiej pro- duktywności organicznej w wodach przypowierzchniowych (Ramsay 1973). Wspólny zapis zmiany warunków w wodach dennych basenu sedymentacyjnego z redukcyjnych na utleniające oraz zaniku dostawy biogenicznej krzemionki w osadach z pogranicza dolnych łupków graptolitowych i szarozielonych łupków (fig. 10) wskazuje zatem na spadek produktywności organicznej w wodach przypowierzchniowych j a k o na istotną, choć zapewne nie jedyną przyczynę zmiany w stopniu utlenienia osadu. Podobnie, pojawienie się w spągu górnych łupków graptolitowych osa- dów ciemnych, a zarazem bogatych w niedetryty- czną krzemionkę (fig. 10) wskazuje, iż euksynizacja wód dennych w basenie sedymentacyjnym wiąże się ze wzrostem produktywności organicznej w wodach przypowierzchniowych.

Sedymentacja jasnych iłów pelagicznych trwa- ła w ciągu późnego ludlowu i pridoli. Jedynie sporadycznie tworzyły się ciemne osady bogate w materiał hyaloklastyczny. Obecność substancji organicznej w tych osadach odzwierciedla najprawdopodobniej krótkotrwały wzrost produk- tywności organicznej w wodach przypowierzchniowych oraz zwiększone tempo sedymentacji po- wodujące szybkie odcięcie osadu od kontaktu z

wodami depozycyjnymi.

GÓRNE ŁUPKI GRAPTOLITOWE

Jednostka ta została rozpoznana na obszarze struktury bardzkiej jedynie w Żdanowie (fig. 7A).

G ó r n e łupki graptolitowe reprezentują najwyższą