Minerały ciężkie jako wskaźniki źródła materiału detrytycznego w formacji dębowieckiej (miocen, zachodnia część zapadliska przedkarpackiego)

MINERAŁY CIĘŻKIE JAKO WSKAŹNIKI ŹRÓDŁA MATERIAŁU DETRYTYCZNEGO W FORMACJI DĘBOWIECKIEJ (MIOCEN, ZACHODNIA CZĘŚĆ

ZAPADLISKA PRZEDKARPACKIEGO)

Zygmunt Heliasz & Małgorzata Manowska

Uniwersytet Śląski ul. Mielczarskiega 60 41-200 Sosnowiec

Heliasz, Z. & Manowska, M., 1991. Minerały ciężkie jako wskaźniki źródła materiału detry- tycznego w formacji dębowieckiej (mioccn, zachodnia część zapadliska przedkarpackiego). Ann. Soc.

Geol. Polon.,6 1 : 7 7 - 9 5 .

A b s t r a c t : The composition of heavy fraction has been analysed for the clastic deposits of the lower part of Tertiary strata in the western part of the Carpathian Foredcep. Three assemblages of heavy minerals were obtained. Assemblage A, typical o f the bottom breccias, indicates provenance o f these deposits from the underlying Upper Carboniferous rocks and from the Carpathian flysch. In light of the heavy mineral data, the Dębowiec Formation consists of two parts. The lower one, preserved in the deepest palaeovalleys cut into the Upper Carboniferous basement, is characterized by assemblage B. The source o f the clastic material for this assemblage was the flysch of the Subsilesian unit, which built the margin of Carpathians at time of The Dębowiec Formation deposition.

The monomincral assemblage C consists o f garnets (more than 90 %) and has the widest lateral extension. It might be supplied by the flysch of the Subsilesian unit and the Middle Godula Beds and Upper Istebna Beds belonging to the Silesian unit. It is also possible that the Culm rocks from the western fringe o f the Upper Silesian Coal Basin and the Upper Carboniferous Krakowska Sandstone Scries of the eastern part of the Upper Silesian Coal Basin were also sources o f the clastic material.

The final identification of the sources of clastic material to the Tertiaiy deposits requires further studies on heavy fraction in the flysch o f the Western Carpathians.

K e y w o r d s : Carpathian Foredcep, Middle Miocene, heavy minerals, source areas Manuscript received 30 January 1989, revised accepted 10 April 1991

A b s t r a k t : Badania składu mineralnego frakcji ciężkiej przeprowadzono dla utworów detry- tycznych budujących spągową partię profilu trzeciorzędu w zachodniej części zapadliska przedkar­

packiego. Stwierdzono 3 zespoły minerałów ciężkich. Zespół A, charakterystyczny dla brekcji spągowych, wskazuje na związek genetyczny tych utworów z gómokarbońskim podłożem oraz z Karpatami fliszowymi. W obrębie formacji dębowieckiej na podstawie minerałów ciężkich stwier­

dzono dwudzielność. Część spągowa, zachowana w największych obniżeniach gómokarbońskiego podłoża, charakteryzuje się zespołem B.

Źródłem materiału dla tego zespołu były utwory fliszowe jednostki podśląskiej, tworzące wów­

czas brzeg Karpat. Monoininerałny zespół C, składający się w ponad 90 % z granatów jest szeroko rozprzestrzeniony. Materiał detrytyczny mógł pochodzić z erodowanych utworów jednostki podślą­

skiej oraz środkowych warstw godulskich i górnych warstw istebniańskich z jednostki śląskiej. Z rozważań nie można także wykluczyć utworów kulmu z zachodniego obrzeżenia zagłębia gómoślą-

78

Z. HELIASZ & M. M ANOW SKA

skiego oraz gómokarbońskiej krakowskiej serii piaskowcowej ze wschodniej partii zagłębia. Ostate­

czne rozwiązanie kwestii źródeł materiału dla utworów trzeciorzędowych wymaga dalszych studiów nad składem frakcji ciężkiej w utworach fliszowych Zachodnich Karpat.

WPROWADZENIE

W zachodniej części zapadliska przedkarpackiego, wzdłuż brzegu i na przedpolu Karpat, występują mioceńskie utwory formacji dębowieckiej.Są to głównie zlepieńce i piaskowce. Znane są w literaturze pod różnymi nazwami:

zlepieńce, warstwy lub serie dębowieckie: spągowe (dolne, podstawowe) zle­

pieńce miocenu, a ostatnio - jako formacja dębowiecka (Buła & Jura, 1983).

Mimo wielokrotnego opisania w profilach wierceń, utwory te nie doczekały się dostatecznego zdefiniowania. Jest to wynikiem braku wskaźników bio- stratygraficznych oraz rozpoznania wyłącznie wiertniczego, w sposób natural­

ny ograniczającego możliwości obserwacyjne.

Uznając, że koncepcje litostratygraficzne, paleogeograficzne i sedymento- logiczne są tym bardziej wiarygodne, im szerszy zakres faktów analitycznych obejmują - autorzy podjęli badania składu mineralnego frakcji ciężkiej w utworach dębowieckich. Celem analizy minerałów ciężkich było określenie zespołów w jakich one występują oraz zmian w składzie minerałów ciężkich w profilu mioceńskich utworów detrytycznych. Badania te zmierzały ponadto do określenia źródła materiału detrytycznego i stwierdzenia ewentualnych jego zmian w trakcie depozycji utworów klastycznych.

Materiał do badań pochodził z 10 otworów wiertniczych zlokalizowanych w tradycyjnie tu wydzielanych, trzech polach górniczych: Bzie - Dębina, Ze­

brzydowice i Kaczyce (Fig. 1).

SYTUACJA GEOLOGICZNA

Najstarszą jednostkę w profilu utworów trzeciorzędowych na badanym obszarze stanowi formacja dębowiecka. Zasięg grubodetrytycznych utworów trzeciorzędowych w kierunku południowym nie jest dokładnie ustalony, gdyż przykryte są one grubym kompleksem fliszowym. W kierunku północnym zazwyczaj nie wykraczają poza linię dyslokacji Ruptawa - Brzeszcze, predy­

sponującej przebieg południowego stoku Garbu Pawłowic.

Rejon Bzia - Dębiny, Zebrzydowic i Kaczyc jest południową peryferią załębia górnośląskiego. Podłożem osadów mioceńskich są skały karbonu pro­

duktywnego - głównie z warstw orzeskich i rudzkich, lokalnie także siodło­

wych.

Największą miąższość utworów trzeciorzędowych, przekraczającą niezna­

cznie 1200 m, stwierdzono w otworze Zebrzydowice 13 (Z 13 na Fig. 4), gdzie ich profil wydaje się także najpełniejszy. Bezpośrednio na podłożu spo­

czywają pstre osady 13 metrowej miąższości, opisywane jako saprolit. Są to różnej wielkości, ostrokrawędziste okruchy skał karbońskich, tkwiące w brą-

B Z I E - D ĘJ3

D C) ' t T R U M ' E N 1 A

s T R U M I E i < V A L L E Y

BD 33/1M ÏK

Z 13 '^na ' T oT c zT c^

l *0KlCZYCE VALLEY

W a rS 7 a w i

Fig. 1 Skład mineralny frakcji ciężkiej osadów formacji dębowieckiej w otworach wiertniczych z SW części zapadliska przedkarpackiego: 1 - obszary pozbawione osadów gruboklastycznych; 2 - otwór wiertniczy; 3 — osie dolin kopalnych; 4 — typ zespołu minerałów ciężkich; J — granaty; 6 - staurolit; 7 - cyrkon; 8 - dysten;9 - turmalin; 10 - rutyl;11 - epidot; 12 - amfibole; 13 - nieoznaczone i wyżej podane (nr 5 - 12) jeśli mniej liczne niż 1.5%

Fig. 1 Heavy mineral composition, o f the Dębowiec Formation in boreholes in southeast part o f the Carpathian Foredeep: 1 - areas devoid of detrital deposits; 2 - borehole; 3 - axes of paleo- valleys; 4 - type of heavy mineral assemblage; 5 - garnets; 6 - staurolite; 7 - zirkon; 8 - kyamte; 9 — tourmaline; 10 — rutile; 11 — epidote; 12 — amphiboles; 13 — indeterminate mine­

rals and those mentioned above (nos. 5 - 12), if less than 1.5%

80

Z. HELIASZ & M. M ANOW SKA

zowym lub czerwonym ile piaszczysto-ilastym. Bula & Jura, (1983) korelują te utwory z formacją kłodnicką, znana z centralnej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego.

Powyżej występują poziomo laminowane zielonoszare iłowce i mułowce, słabo margliste. Reprezentują one formację zcbrzydowicką. Termin ten wpro­

wadzono, traktując wiercenie Z 13 jako stratotyp (Buła & Jura, 1983).

Uważa się, że brekcje spągowe (saprolit) i formacja zebrzydowicka po­

wstały w karpatianie (Bula & Jura, 1983., Oszczypko & Tomaś, 1985), choć jak dotąd nie zostało to potwierdzone biostratygraficznie.

Znacznie większe rozprzestrzenienie charakteryzuje utwory formacji dębo­

wieckiej, które nie przykryły tylko największych kulminacji w stropie karbo- nu (Fig. 1). Powierzchnia spągowa formacji dębowieckiej jest silnie zróżnicowana, natomiast strop jest znacznie wyrównany. Są to brekcje, zle­

pieńce i piaskowce. Frakcje grubiej ziarniste są charakterystyczne dla dolnych partii profilu, ustępując wyżej różnym typom piaskowców.

Materiał okruchowy w utworach dębowieckich jest źle wysortowany i słabo obtoczony. Wykazuje jednak tendencję do kierunkowego wzrostu wy- sortowania, a także zmniejszania wielkości ziam w kierunku północnym (Solik-Heliasz, 1987). Utwory dębowieckie cechuje zróżnicowanie stopnia li- tyfikacji. Choć najczęściej są one rozsypliwe, zauważa się jednak wzrost zli- tyFikowania w kierunku północnym. Wiąże się to ze zmianą spoiwa, od głównie ilastego na południu do ilasto-węglanowcgo na północy. Na obszarze badań maksymalna miąższość klastyków formacji dębowieckiej sięga 225 m.

Utwory dębowieckie nic zawierają wskaźników biostratygraficznych. Na pod­

stawie rozważań strukturalnych i paleogeograficznych dla całej zachodniej części zapadliska przedkarpackiego przyjmuje się, że reprezentują one dolny baden (Buła & Jura, 1983).

Ponad opisanymi utworami detrytycznymi zalega miąższa seria iłołupków marglistych z licznymi przewarstwieniami piasków i piaskowców oraz kilko­

ma poziomami tufitów. Utwory te budują formacje skawińską (Alexandro- wicz, 1971), która na obszarze badań osiąga około 1000 metrów miąższości i wieńczy profil trzeciorzędu. W oparciu o badania mikrofaunistyczne, ilołupki formacji skawińskiej zaliczane są do dolnego badenu (Alexandrowicz, 1971).

Kontakt detrytycznych utworów dębowieckich z nadległymi iłołupkami formacji skawińskiej, na badanym obszarze jest ostry i łatwo czytelny w pro­

filach wierceń. Nie wykazuje charakteru gradacyjnego, którego dopatrują się Buła i Jura (1983) w odniesieniu do obszaru cieszyńskiego.

UWAGI METODYCZNE

Badaniami objęto utwory grubodetrytyczne tworzące saprolit i formacje dębowiecką. Autorzy nie dysponowali kompletnym materiałem wiertniczym, lecz korzystali z próbek otrzymanych z Głównego Instytutu Górnictwa, pobra­

nych pierwotnie w celu badań hydrogeologicznych. Opróbowanie rdzeni wiertniczych nie było prowadzone w stałych przedziałach głębokościowych, lecz miało dokumentować typy litologiczne wydzielane makroskopowo.

Część rdzenia wiertniczego o wadze około 0,3 kg rozkruszano mechanicz­

nie, wykorzystując fakt słabej zwykle lityfikacji skały, a następnie przesiewa­

no uzyskując wybraną frakcję.

W analizie minerałów ciężkich, zwłaszcza w odniesieniu do osadów star­

szych niż czwartorzędowe, często pojawia się problem doboru do badań opty­

malnej klasy ziarnowej. Tumau-Morawska (1955) twierdzi, że w zasadzie poprawną jest metoda wydzielania minerałów ciężkich z całego osadu, lecz ich opracowanie bywa uciążliwe technicznie. Można wówczas wydzielać m i­

nerały z pewnych frakcji, jednak co najmniej dwóch. Przegląd publikowanych pozycji dotyczących minerałów ciężkich zawarty w pracy Leszczyńskiego (1981) oraz szereg innych prac tam nie wymienionych wskazują, że zasada ta nie jest stosowana przez większość autorów. Istnieje ponadto wiele prac, które w ogóle nie zawierają informacji o badanej frakcji (m.in. Tumau-M orawska &

Łydka, 1952; Łoziński, 1956, Szczurowska, 1961; No\Vak & Szczurowska, 1961; Unrug, 1968).

Można zatem zastanawiać się, czy celowe jest podejmowanie próby kore­

lacji warstw na podstawie jakości i ilości minerałów ciężkich, jeśli porównuje się ze sobą wyniki badań różnych frakcji. Inną wątpliwość może budzić ewen­

tualna zależność składu frakcji ciężkiej od uziamienia osadu.

Badania autorów wskazują, że nie zaznacza się zróżnicowanie zespołu minerałów ciężkich w zależności od rodzaju skały (Fig. 3 i 4). Potwierdza to wcześniejszy pogląd Tumau-Morawskiej (1955), iż nie stwierdzono, aby któ­

rykolwiek z zasadniczych składników ciężkich zupełnie zanikał w pewnej facji osadu. Z kolei w celu określenia charakteru zmian w składzie minerałów ciężkich w zależności od badanej frakcji autorzy porównywali wyniki otrzy­

mane dla tej samej próby we frakcji 0.05 - 0.25 mm i 0.25 - 0.5 mm (Fig. 2, część A). Porównano ponadto skład minerałów ciężkich we frakcjach 0.05 - 0.25 mm i 0.1 - 0.25 mm, ale otrzymanych niezależnie z dwóch części tej samej próby (Fig. 2, część B). Stwierdzono, że w obydwu przypadkach zespo­

ły minerałów ciężkich w poszczególnych frakcjach są takie same. Różnice ilościowe w obrębie zespołów dotyczą głównie cyrkonu, co jest zrozumiałe zważywszy naturalną skłonność tego minerału do tworzenia kryształów mniejszych rozmiarów. We frakcji 0.25 - 0.5 mm obserwuje się ponadto zmniejszenie bezwzględnej ilości minerałów ciężkich oraz zubożenie składu mineralnego.

Na podstawie zaprezentowanych wyników oraz zawartych w literaturze danych na ten temat (m.in. Nawara, 1969), autorzy skłaniają się do stwierdze­

nia, że dobranie odpowiednio szerokiej frakcji prowadzi do modyfikacji sto­

sunków ilościowych w obrębie zespołu minerałów ciężkich w stosunku do całego osadu, lecz nie zmienia charakteru tego zespołu. Ewentualne różnice w uzyskiwanych wynikach są wyraźniejsze jeśli wydzielamy równocześnie kilka

82

Z. HELIASZ & M. M ANOW SKA

o 2

00

£ S o J

O Ł e£

LOCD inI ö

*

U J o

o S '

m m o - V u / C . S -

f j 5

0 - o

u _ M ° - L.

o cü

I I

I I I

CÛ u (D

I I I

EE

S

_I

O

U U U U Cü u

Il II

o o o u co u

I

I

I I I I

s

^E

E

«

o “

LHI OO*

a

iS a

CS f C C"»

03

in

o

invî' Słaj

o

( S '

s

in

CNro o>

in' of O

in o*■*

CO CO co ^{* -} CO r0

<0 co

Nl M

o

CD ^ÛCO

N N N

<N CM

C7Ï

Fig. 2 Porównanieudziałuprocentowego minerałówciężkichw zależności odbadanejfirakcji. Objaśnieniasymbolijak naFig. 1 Fig. 2 Comparisonofheavymineral percentage in dependenceofanalysedgrain-size. Explanations asfor Fig. 1

frakcji z jednej próby. Sa natomiast mniej istotne gdy separujemy dwie zbli­

żone frakcje równolegle z osobnych naważek pobranych z tej samej próby. A to oznacza, że jest możliwe i uzasadnione porównywanie wyników badań podobnych, choć nie identycznych, frakcji z różnych osadów.

Zaprezentowane wyniki skłoniły autorów do przyjęcia frakcji 0,05 - 0,25 mm jako optymalnej dla dalszych badań. Frakcja ta, także zdaniem Tumau- Morawskiej (1955, powołującej się ponadto na pracę Baturina z roku 1933) oraz Szczerbińskiego (1964), zawiera najwięcej minerałów i jest najwygod­

niejsza w użyciu. Zastosowany przedział wielkości ziam je st dość szeroki, gdyż obejmuje wydzielane czasem w badaniach minerałów ciężkich dwie fra­

kcje: 0 ,0 6 -0 ,1 2 mm i 0 ,1 2 - 0,25 mm (Nawara, 1969).

Dla trzech otworów wiertniczych (BD 19, BD 46 i K 23) autorzy dyspono­

wali jedynie wyseparowanym materiałem o frakcji 0,1 - 0,25 mm. Próby te cechują się zwykle nieco większym udziałem granatów. Jednak próba nr 19 z otworu BD 46 (Fig. 3) zawiera także 32% cyrkonów i inne minerały towarzy­

szące, charakterystyczne dla zespołu A, co różni ją od pozostałych prób, ce­

chujących się zespołem C. Potwierdza to wcześniejsze sugestie autorów o ograniczonym wpływie wielkości badanych ziam na skład zespołów minera­

łów ciężkich. Dlatego autorzy uznali za zasadne wykorzystanie także tych wyników.

Należy podkreślić, że badania minerałów ciężkich oparte są najczęściej na dużej ilości prób. Umożliwia to wykrycie generalnych zależności w składzie mineralnym frakcji ciężkiej w analizowanym basenie sedymentacyjnym. Po­

zwala jednocześnie wyłączyć z dalszej interpretacji przypadki anomalnego nagromadzenia pewnych minerałów. Mając to na względzie, autorzy oparli swe wnioski o analizę znacznej ilości prób (łącznie 73).

Preparaty mikroskopowe przygotowano metodą standardową. W każdej próbie liczono 300 ziam przeźroczystych. Preparaty mikroskopowe przecho­

wywane są w Katedrze Geologii Podstawowej na Wydziale Nauk o Ziemi Uniwersytetu Śląskiego.

WYNIKI BADAŃ

Ilość frakcji ciężkiej w analizowanych osadach jest zróżnicowana w sze­

rokim zakresie, od ilości śladowych do kilkuprocentowych. Znaczny jest tak­

że udział minerałów nieprzeźroczystych, od 17% do 65% (Fig. 3 i 4). Są to minerały niemagnetyczne. W losowo wybranych 6 próbkach stwierdzono ba­

daniami rentgenowskimi, że składnikiem dominującym je st piryt. W kilku innych próbach występują wyłącznie minerały nieprzeźroczyste. Jest to pra­

wdopodobnie spowodowane obrastaniem minerałów przeźroczystych przez autigeniczne uwodnione tlenki żelaza. Można sądzić, że z tego względu ilość frakcji ciężkiej nie może być traktowana jako diagnostyczna dla obszaru pod­

legającego erozji i dostarczającego materiału detrytycznego, jak też dla wa­

runków transportu.

84

Z. HELIASZ & M. MANOW SKA

U ---<

0-2

5 “a

5.N

^ 8 C*N

? 8 S- £

o a

IV

NTo Û

CO

Bi

O . D ~

l i i l i

i nCNJ

CD

I

u

J *Ö

\ V \ \ I_{x x x x x}

oco

oo

CO ^o00

a

o CÛ

— u —

E i n£

CNJ c d"

o

J C

O

o r: cm ro

CM ^ (N OJ

I / /

C.X. Y *.

I'M\y

s •

Q I0 «

>

a

CTł

oen

en

1 CM

CD

U1 o

>s m oen

U J O3

l ' ï ï

< N Q- Jr O

a

O

CD

U

i i

I I I

1 1 I

X x x

x o ^

ł— ■—* *1

i ç E n o ^ r -4 -S

o

oI •

00

o<©

«

s

to▼"

o

(D

---u ---

I I I I I I I I .

I I I l l l l l l

H

(D N (O O ) O ^ N n

\ _x \ \ i / r / y y_{x x} x x x x * x ^

CM

in<D

«

s©

oo

o>

o CMO»

ON*

en

K 30 K 23 b is

859.5___Frakcja 0,1-0,25mm

U U

I I I . . l i . .

(Û O) o ł — N <*) -4

cs cm cn <n ^cn cn ^

P

l/l tfi N (D

m co_co

o« a>

U

I i i

i i l l

r a

<N Xt

oto (O

in U5 (N N N

; 1 ^

• 0 M » « , ^'•

• 0

«

• •

«

0 e

0 . •

ft^{• ••} #⁹,

0 0 C • 0 *

C9 0^{» • g •} ,

• B O 0 o *

• • 1 *1» « • •

oao o

oo cn

oes o>

o' 9 o

o11

a>'jr

oui o>

o CD

<T>

£ ^

> *o

iS &

1 -s*

7 ! . ü

8 73

N O

O —S UJ

•H K Ccd

I

• ^ *r I I

x>w* ^ o’

Q 2 i w

—> “

»*.

i _

JD U I

^ 'O

m i- _{3 <D}

C °« 'C

O în Si 'Ł

N J i

^ N

£ ' .2S3 ^

£ «

Ö tó

> N l - 2

1 2

£ 00

? « ' O Ü

tó S

0 OT

D..S 0 a

“ I

01 C '*•

J5 oT _{O S}

<d w

-O *3

Ł l - -» ’S

' S „

e - N .

ï O 60

, £ GU

O X ) ^

3 £ =_•N

’3

^ i #

S | £

1 - 9 1 8 «

1-S 3

•2 a n c .2 o

g 0,0*

O E

W9

I - S N

ca ^{. .}

• s «

3 1

s

^ e

ob I îï «N £

c j j

3 c I

•*» «

M ' f i

u 3CS CA

2 js

â*S

B i

1 ÜU

»X, Û,

^ 6

S3 2

C l u

2 °

« c

^ O

Ë •- c «1 °

I p , I

s ^

§ 3

oCł

(0U V

- I

3 ’?

« 1

*X3 'O ca) u i

>* *2

.5 2

• ° c o g Q o ' 2

.a s_N

PQ i o *o t« «T

W) lU

o c o

«> tS o -o

■g s_{c 1«}

u C u: . 3

• H uC g cd 60 60 I

ci a

$ o j=

Eu

<3

a3 a E>>

c

j to

u

§0 U) u E

1 o

4> W. "

60^ c

«S •» o

u » . S

c 4> 5

K c &

ö o 2

1-4 W W

§ . | 8

a I :

<u e c *o o

• S V . 2

h

!

> \ m a

> M - s c# ■ P«

V g • K

* ! 2

•s JÊ

« E S

tb "ö ^

• H C O

m 5 Ui

8 6 Z. HELIASZ & M. M ANOW SKA

DEPTH G łębokość

M

Z 11

OPAQUE B IO TITE Nieprzeźroczyste B io ty t

10 3 0 50 0 20 '/«

I____• ■____ 1______ I

8 7 4 ,0

9 0 0 -

9 4 0 -

6 6 0 - — ’

x~*7in m

¹¹¹¹¹

u

¹¹¹

iTTTT

-4 8 49

920-J- :*'5

-stL m u in in in iiiin re n

* - 5 2 O__ o o

9 6 0 -

o o o

Z ■?-

ä*—53 980-^

_ . B

896 ,1 9 0 0 -"

9 2 0 -

9 4 0 - -

9 6 0 -1

Z 12

^ i i i i i i i IIIIIMIII1N W l

/55IIHIII

1 ! 111IL L U L U

11

^{I k ll}

ś l i n i l i

1 II 1111ITTTÏÏM

‘- 5 7 I I I I I I I 11 11 111 II II ! 1M ill

I N I I I I I I I I I I

wm

/ 5 9 I I I I I I I l l l l l l l l l l l l l

mii!

‘-60IIIIHI llillllllllll m ii N illlllll

I I I I I I 1 I 1 Ï T Ï Ï J M J

Fig. 4 Udział procentowy minerałów ciężkich w próbach na tle otworów wiertniczych z rejonu Zebrzydowic. Objaśnienia jak na Fig. 1 i 3

Dość ubogi jest skład mineralny składników przeźroczystych. Dominują­

cym minerałem jest granat, którego ilość waha się od 39% do 99%. Tworzy on ziarna nieregularne, czasem izometryczne. Zwykle ziarna są ostrokrawędziste, rzadziej mają zaokrąglone naroża. Dość często zawierają wrostki rutylu lub cyrkonu. Część ziam jest mocno spękana. Sporadycznie spotyka się tzw. gra­

naty schodkowe o zregenerowanej powierzchni. Przeważają granaty bezbarw-

9 6 7 ,6 960-

9B 0

1000-

1020-'

1040

1060

1060

1100^-

112Q-~^~E~T5~^

1140--=^=-=-

m6

1260- S

Z 13

OPAQUE B IO TITE Nieprzeźroczyste B iotyt

10 30 50 0 2 0 %

ZEBRZYDOWICE FORMATION F o rm a c jo ze b rzy d o w ick a

ÏÏTITM _ _ C

m _

1260-g°ya9>g:_{B» °a *}

ł » it » r

Fig. 4 Heavy mineral percentage shown against borehole logs o f Zebrzydowice area. For explana­

tions see caption to Figs. 1 and 3

ne, bywają też żółtawe i bladoróżowe. Obserwowane barwy wskazują na zbli­

żony do almandynu lub piropu skład granatów. Dokładniejsze określenie cha­

rak teru m in e ra ln e g o w y stę p u ją c y c h g ran ató w , p rzep ro w ad zo n o przy zastosow aniu analizy rentgenowskiej, po rozpuszczeniu minerałów nieprzeźroczystych w wodzie królewskiej. Z analiz dyfraktogramów wynika, że granaty w analizowanych próbkach należą do grupy piralspitów. Biorąc

8 8 Z. HELIASZ & M. M ANOW SKA

o i

o ù E

• l i ? c

fr ^, I O i-f= ^

^ > . « y 2 ^ s

^ is ^ -a

2 * « !

O I VO

O ' S N <N U . . . I

9 OD w

O

a g .

g ’S 2 S O ^ o ^ •*

’c J2 .43

T3 o O

3 N

cd a s

U ^

« *n J2 ,-NI*-

A ß

i 8 _{§ . S} a "

c .w

60 C

S 6

5 s

>»

oW) 0)e NO

'5 Ł

■ « o o<u CU) 3O

• ^ -NCÄ

O

O c

^ C w

<u O <u <u

«=* * M e r

i ©

c O ' 8 c

o oN >

O U

3 + .ad 6S £

C-

NÜ

Oh (A

O O8 ?

C 0 0 I

, OS 0 0 V

<u

o 00

« w ŁT f i

« c « cg - C O G p , a T J o ä ^ c Ë

^ eo o 3

3 ^

a t ; _{Tj “ - Q}o S> M ^

t 1 1

C K ® N MO

9N i>î

< n

«T w* 'C c c

« H

a a Cd O

’S <d u

W ) N

1 T-S cd*

* ’E £

* <o £

<N - - Uh 3 ^ _{t - cd}

a c

£ - 3 o • —>

O ^ 0Û ’e 0) c

&-S

- Co

cd

’*3 CA

•o

2 æ

o u 00

.a \o 's Ń 5« 5 aST-a

■e «

> . (<-<

J 3 w

U <U

-o S Î

'N in a -a o “^W*?

0>

NJ ON C/3

©

Mo » S 10« IT) 2 'S 'S cK

" N " "

= 1 1 5

. « >*

(4

«

V » » s 3

t 3 ^

13 oc . =y

eq ON

a,O j=

♦ ^ o

M •N 1>

'O*

8 « >.•

« U ?

g « E

•a o 'S,® I

W i— * _. ^o

- - 0Û C • - 5T

> * 4 > O t * -

00 > J5 >o

^ la o' i n S - A

^ Jf I 5 rC i £ tj) 5? \© "5 'O « . >> CT\ >*• .2 o

IŁ, N ''» m4 —< “ ■* XI

i -a a ■S

&

CA

O N

>%

D-

Ś-Ś I 2 ? f !

§ | h j ^.

■I Ł o S g gi ^

£ £ tJ J i w .2 H 'S ^ -n₅ i o a a eN N P> «

b ^ 1 2 > U 2

.5 . »o m u tij

2 c Jh * æ

-2 2 ^ 3 " %

r e i i h m >» ■^V3 E i S o Ü 13 Ö o. o 'S0 a. ^ S g — 'u! ^ S , S °

£ a > ' » rf w 8 Q ® Ł 2

3 'C + E I c

C . 2 ' 5

^ rt m E D I ’C 3 N a

U (N r U > . S

i ! | S

^ a ^ O ? fi ° -2 , 0 3 =

t : M 1 73 2 5

» O OO <D -® O

O-X iî o 2 ■§

c O s -g 3 — 5 u 2 g "■ I

1 •§ £ -2 1 -,

O 8 § I ^ ^

C/S l i 2 !■*

u 5 I © *rf «S - s u ^ § a,

•s a & i -g s>—. > M u K O -■•5 °

o U 2 3 «

U W I «

« ^ 1 's 'S S?

■“ ’O N ' S ® UU

2 « b S .2 c

3 ^ 3 Cd U h

g Q.-C «

“ E 3 c

cd . 3 C - S «

« 5/3 S 1 O §

^ >,2 @ x .2

£ w 1 <n

^'■a 'o &

C

j d

^ - e 1—O o S , "Î Doo .2 ej vo .1 ■»» H ’S, c t ' 73 ü o\ Ö .2 2 I -o ~ <g

■S w B* J « O_{n « «} Ł S 4J I 2 <«

e a > ^ «

g Z> f i o w

O Pm * ^ Ui cd

O ,_ I _ 3 - p

„ ni (_ r~ n E 73 <a ^ «n y «*-i ca i_r os . _ <o « _{c a , 2} E - w i » _{si «}

p g S « ^ ra

E E sj< u «

j = - g • a ^ u ł pM » t; w «9 v

^ a i .s

ffi

> ü r? -

cd o> w ^ O C ü ^ W , *7 C

>>

3 ' © 1 ä

‘3) •• y © J: u

w O 2 S 3 “ r ' ^{■ •} I Ä2

ti S s ^ « s - - rï Ö «*- <?» > -2

U h O ^*+-h O ^{"^ 1} X)

pod uw agę o b liczo n ą w ielk o ść kraw ędzi komórki elem entarnej, wynoszącą 11,58 Â, oraz przybli­

żone w sp ó łczy n n ik i zała m a n ia światła można przypuszczać, że obserwowane granaty są almandy- nami a częściowo almandynami z domieszkami cząsteczki pi ropowej i spessartynowej lub jednej z nich.

Podobne wyniki prezentuje Kryso- wska (1966), także badająca osady trz e c io rz ę d o w e z z a p a d lisk a przedkarpackiego, choć głównie z obszaru między Krakowem a Du­

najcem i zajmujące nieco wyższą pozycję w profilu utworów trze­

ciorzędowych.

W prawic każdej analizowanej próbie stwierdzono występowanie ziarn staurolitu. Maksymalny ich udział sięga 39%. Są to wyłącznie ziarna nieregularne. Obserwuje się charakterystyczny pleochroizm w barwach od jasnożółtej, słom ko­

wej do intensywnie żółtej, prawie cytrynowej.

W niektórych próbach stwier­

dzono duży udział cyrkonów, się­

gający maksym alnie 36%. Są to głów nie ziarna idiom orficzne o pokroju słupkowym. Rzadsze są fragmenty słupka, a sporadycznie spotyka się form y dobrze o bto­

czone, owalne. Ziarna cyrkonów licznie występują w postaci wro- stków z silną obwódką pleochroi- c z n ą w o b r ę b ie m u s k o w itu i biotytu (czasem około 50 ziarn w

1 blaszce).

Do grupy minerałów występu­

jących rzadziej i w niewielkiej ilo­

ści należą: turmalin, dysten, epidot i rutyl. Ziarna turmalinu są frag­

mentami słupków, czasem o za-

90

Z. HELIASZ & M. M ANOW SKA

okrąglonych narożach. Charakterystyczny jest dla nich pleochroizm o bar­

wach od ciemnobrunatnej, nieledwie czarnej, do prawie bezbarwnej. Ziarna dystenu mają zwykle pokrój tabliczko waty, rzadziej słupkowy. Przeważnie dostrzegalny je st słaby, jasnoniebieski pleochroizm. Rutyl występuje w posta­

ci krótkich słupków o zaokrąglonych narożach, barwy pomarańczowo-brunat- nej. Ziarna epidotu są zwykle zaokrąglone, mają jasne, oliwkowo-żółte barwy. Czasem widoczna jest łupliwość.

Sporadycznie stwierdzano tytanit, sylimanit, monacyt i apatyt. Do nieli­

cznych składników należy zaliczyć amfibole, które reprezentowane są przez zieloną homblendę. Choć często widoczna jest charakterystyczna łupliwość, wiele ziam uległo także chlorytyzacji. Składnikiem wszystkich zespołów mi­

neralnych jest muskowit, występujący w formie zróżnicowanej wielkości bez­

barwnych lub bladożółtych blaszek.

Zróżnicowana jest ilość stwierdzonego w próbkach biotytu. Są to blaszki o barwie od żółtawej do jasnobrunatnej. Rzadko widoczna jest łupliwość, nato­

miast częste są objawy chlorytyzacji. W kilku otworach wiertniczych obser­

wuje się większą ilość biotytu w partiach stropowych osadów. Niższe partie profilu cechują się zwykle bardzo niewielką jego ilością (Fig. 3 i 4). Ponieważ zmianom ilościowym nie towarzyszą zmiany jakościowe należy sądzić, że świadczą one raczej o zmianach w tempie sedymentacji niż o odmienności obszarów macierzystych dla materiału detrytycznego.

Skład mineralny frakcji ciężkiej przedstawiono w formie diagramów koło­

wych i wykresów kolumnowych. Diagramy kołowe (Fig. 1) reprezentują uśre­

dnione spektrum dla danego otworu wiertniczego z uwzględnieniem wszy­

stkich wykonanych analiz. Wyjątkiem są otwory: BD 46, Z 11 i Z 13. Stwier­

dzono w nich bowiem wyraźne zróżnicowanie składu mineralnego frakcji ciężkiej z głębokością, co umożliwiło wydzielenie odrębnych zespołów mine­

rałów ciężkich (Fig. 3 i 4). W tych otworach przedstawiono uśrednione dia­

gramy kołowe dla każdego wyróżnionego zespołu. Z danych zawartych na wykresach kolumnowych wynika, że w badanych osadach występują trzy ze­

społy minerałów ciężkich o składzie:

Zespół A - granat i cyrkon jako minerały główne, z domieszką staurolitu, turmalinu i rutylu

Zespół B - granat, staurolit i cyrkon jako minerały główne, z mniejszym udziałem turmalinu

Zespół C - zdecydowanie dominujący granat z niewielką ilością staurolitu, cyrkonu i turmalinu w niektórych próbach.

Wszystkie trzy zespoły występują jedynie w otworze Z 13, który zlokalizo­

wany je st w największym obniżeniu podłoża karbońskiego. W otworze BD 46 stwierdza się następstwo AC, a w otworze Z 11 sekwencję BC. W pozostałych badanych otworach wiertniczych rozpoznano wyłącznie zespół C.

DYSKUSJA WYNIKÓW

Wyjątkowo niska zawartość amfiboli i piroksenów, a także mało urozm ai­

cony skład frakcji ciężkiej skłaniają do przypuszczenia, że materiał okrucho­

wy w rozpatrywanych osadach nie pochodził bezpośrednio ze skał magmo­

wych czy metamorficznych, lecz z redepozycji skał osadowych. Powyższy wniosek ukierunkowuje poszukiwania stref alimentacji dla wyróżnionych ze­

społów minerałów ciężkich. Na Fig. 5 przedstawiono diagramy ilustrujące skład frakcji ciężkiej w potencjalnych strefach alimentacji, sporządzone na podstawie danych publikowanych. Interpretując zawarte w diagramach dane należy uwzględnić, że ilustrują one zestaw minerałów ciężkich w różnych klasach ziarnowych. Ponadto, tylko część badaczy uwzględniała biotyt w a- nalizie statystycznej. Toteż dla porównań, bardziej istotne są proporcje mię­

dzy składnikami - zwłaszcza ważnymi dla interpretacji badanych utworów trzeciorzędowych (granaty, cyrkon, staurolit) - aniżeli bezwzględna ilość po­

szczególnych minerałów.

Zespół A związany jest z utworami określanymi jako brekcje spągowe (saprolit), będące efektem wietrzenia gómokarbońskiego podłoża. Utwory te powinny zatem zawierać zespół minerałów ciężkich zbliżony do skał gómo- karbońskich. Szczegółowe studia nad składem frakcji ciężkiej w skałach gór- nokarbońskich prowadził Szczerbiński (1964). Badania te koncentrowały się głównie w centralnej i wschodniej części zagłębia górnośląskiego oraz Ryb­

nickiego Okręgu Węglowego, jako obszarów ówczesnej eksploatacji górni­

czej. Cytowany autor stwierdził występowanie trzech głównych minerałów we frakcji ciężkiej: granatu, cyrkonu i biotytu i podrzędnie - turmalinu i rutylu. Wzajemne proporcje minerałów zmieniają się w szerokim zakresie tak lateralnie jak i pionowo. Dla interpretacji związków skał podłoża z badanymi osadami trzeciorzędowymi ważna jest obserwacja, że w strefie położonej naj­

bliżej badanego obszaru, zaznacza się wyraźne zmniejszenie ilości granatów na rzecz cyrkonu. Natomiast informacje o składzie frakcji ciężkiej w utwo­

rach gómokarbońskich na obszarze Bzia - Dębiny, Zebrzydowic i Kaczyc, zawarte są w dokumentacjach niektórych otworów wiertniczych. Minerałami ciężkimi występującymi tu najczęściej i w co najmniej kilkuprocentowych ilościach są: biotyt, cyrkon, turmalin i rutyl. W mniejszych ilościach wy­

stępują także apatyt i fluoryt. Nie stwierdzono stauroliLu, a granat występuje jedynie śladowo i tylko w części prób (Fig. 5). Pamiętając o zasygnalizo­

wanym wcześniej antagonistycznym występowaniu granatu i cyrkonu w za­

leżności od wielkości ziam, należy podkreślić, że przedstawione badania dotyczą frakcji 0 .2 - 0 .5 mm. W porównywalnej z aktualnym opracowa­

niem, frakcji 0 .0 5 -0 .2 5 mm, stosunek cyrkonu do granatu prawdopo­

dobnie byłby jeszcze większy.

Powyższe uwagi dotyczące granatów, są istotne ze względu na dominację tych minerałów we wszystkich zespołach występujących w badanych osadach

92

Z. HELIASZ & M. M ANOW SKA

trzeciorzędowych. Nawet w zespole A, charakteryzującym brckcje leżące bez­

pośrednio na stropie karbonu udział granatów sięga 50%. Sugeruje to, że osady spągowe nie są wyłącznie utworem rezydulanym, lecz w znacznej mie­

rze zawierają składniki spoza gómokarbońskiego podłoża. Dotyczy to głów­

nie frakcji m ułow cow o-piaszczystych, poddawanych analizie. Natom iast materiał głazowy był głównie karboński, na co wskazują obserwacje makro­

skopowe.

Bardziej złożony model sedymentacji przyjmowany jest dla formacji dębo­

wieckiej, stanowiącej zasadniczy przedmiot badań. Zgodnie z poglądami za­

wartymi w literaturze, strefami źródłowymi dla klastyków dębowieckich były:

podłoże gómokarbońskie, wychodnie kulmu oraz Karpaty fliszowe (Buła &

Jura, 1983; Oszczypko & Tomaś, 1985). Z przytoczonych wcześniej danych wynika, że utwory gómokarbońskiego podłoża nie mogły stanowić istotnego źródła materiału. Powyższy wniosek wynika z braku w skatach podłoża stau­

rolitu charakteryzującego zespół B oraz z występowania w utworach karboń- skich śladow ych ilości granatów, które dom inują w obydwu zespołach formacji dębowieckiej (Fig. 3 i 4). Spośród utworów gómokarbońskich pe­

wien wpływ na skład zespołu C mogły wywrzeć jedynie bogate w granaty utwory krakowskiej serii piaskowcowej (Łydka, 1955; Fig. 5), lecz wymaga­

łoby to przyjęcia transportu z kierunku NE, co nic znajduje uzasadnienia w cechach tcksturalnych opisywanych osadów (Solik-Heliasz, 1987).

Utwory kulmu cechują się dominacją granatu w składzie frakcji ciężkiej jedynie w rejonie Głubczyc (Łydka, 1957; Fig. 5). Natomiast w utworach dolnokarbońskich ze wschodniego obrzeżenia zagłębia górnośląskiego obser­

wuje się wyraźną przewagę cyrkonów (Krysowska, 1959 fide Szczcrbiński, 1964). Ze względu na zbliżony do równoleżnikowego przebieg dolin kopal­

nych i ich nachylenie w kierunku ESE (por. Fig. 1), nie można wykluczyć z rozważań utworów kulmu z zachodniego obrzeżenia Górnośląskiego Zagłębia Węglowego jako strefy alimentacji, zwłaszcza dla zespołu C. Nic mogło to być jednak liczące się źródło materiału, gdyż w zespole C w prawie każdej próbie występuje w niewielkiej ilości staurolit, nieobecny w utworach kulmu.

Z kolei, minerał równie odporny w procesach wietrzenia i transportu jakim jest rutyl, stanowiący minerał towarzyszący granatom w skałach kulmu, w

badanych osadach jest stwierdzany sporadycznie.

W utworach fliszowych jednostki śląskiej, ograniczających badany obszar od południa, także nie stwierdzono występowania staurolitu w ilościach wię­

kszych niż kilka procent, a zwykle w ogóle nie był odnotowany (Nowak &

Szczurowska, 1964; Burtan & Szczurowska, 1964; Krysowska-Iwaszkiewicz

& Unrug, 1967). Natomiast niektóre jednostki litostratygraficzne fliszu zawie­

rają dużą ilość granatów (Fig. 5). W jednostce śląskiej szczególnie bogate w granaty są środkowe warstwy godulskie i górne warstwy istcbniańskic. Duży udział granatów i obecność staurolitu notowana jest ponadto ze wschodniej i centralnej części polskiego odcinka Karpat (Jaskólski, 1939; Tokarski, 1947;

Łoziński, 1956; Leszczyński, 1981).

Należy jednak uwzględnić, że we wczesnym badenie, kiedy osadzały się utwory formacji dębowieckiej, brzeg Karpat budowały utwory jednostki pod­

la s k ie j, sięgające wówczas grzbietu Cieszyn - Slavkov (Oszczypko & Tomaś, 1985). Tworzyły się wtedy wielkie spływy grawitacyjne złożone ze skał fli­

szowych, pokrywające utwory karpatianu. Osady tych spływów zachowane są na południe od obszaru badań i wydzielane w obrębie formacji dębowieckiej jako ogniwo zamarskie (Buła & Jura, 1983). Równocześnie, poddane proce­

som erozyjnym utwory fliszowe jednostki podśląskiej, stanowiły źródło m ate­

riału dla utworów detrytycznych osadzanych na północ od rejonu KaczyG (Fig. 1). Wiązać je należy głównie z zespołem B, charakterystycznym dla dolnego odcinka utworów dębowieckich. Ze względu na znaczne zredukowa­

nie obszaru wychodni jednostki podśląskiej przez ruchy nasuwcze Karpat po wczesnym badenie, brak jest bliższych danych o składzie frakcji ciężkiej w serii podśląskiej. Jedynie Nowak i Szczurowska (1964) wspominają, że utwo­

ry dolnej i górnej kredy podśląskiej z Karpat Bielskich wykazują przewagę granatu nad cyrkonem i zawierają staurolit (Fig. 5).

Z utworów fliszowych pochodził także materiał wyższej części formacji dębowieckiej, charakteryzujący się zespołem C. Źródłem materiału detrytycz- nego mogły być zarówno niektóre z podanych wcześniej ogniw jednostki śląskiej, jak też niedostępne dzisiaj obserwacjom ogniwa jednostki podślą­

skiej.

Pochodzenie materiału utworów formacji dębowieckiej ze skał fliszowych wydaje się uzasadnione w świetle dokonanego przeglądu innych potencjal­

nych stref alimentacyjnych.

W podsumowaniu należy stwierdzić, że wobec skromnego materiału po­

równawczego i podniesionych zastrzeżeń natury metodycznej, przedstawione wyniki nie pozwalają na jednoznaczne rozstrzygnięcia. Wydaje się jednak celowe podkreślenie, że w oparciu o badania minerałów ciężkich, rysuje się nieco bardziej złożony model sedymentacji trzeciorzędowych utworów detry­

tycznych w SW części zapadliska przedkarpackdiego, aniżeli dotąd przyjmo­

wany (Buła & Jura, 1983). Brekcje spągowe, uważane za osad typowo re­

zydualny, co najwyżej przemieszczany w formie koluwium, zawierają znacz­

ną ilość materiału spoza gómokarbońskiego podłoża. Materiał allochtoniczny dominuje szczególnie w tych frakcjach, w których analizowano skład minera­

łów ciężkich. Towarzyszy on grubookruchowemu materiałowi gómokarboń- skiemu. W obrębie formacji dębowieckiej nie tylko zaznacza się stopniowe zmniejszanie wielkości ziam w kierunku stropu, lecz występuje wyraźna dwu- dzielność. Partia spągowa, zachowana jedynie w największych obniżeniach podłoża, była zasilana z odmiennych źródeł niż szeroko rozprzestrzeniona część górna. Choć w obydwu wypadkach materiał detrytyczny pochodził głó­

wnie z Karpat, to wydaje się, że erozji poddawane były utwory z różnych jednostek litostratygraficznych fliszu karpackiego.

Związek utworów trzeciorzędowych centralnej części zapadliska przedkar­

packiego z erodowanymi skałami fliszowymi podkreśla także Krysowska

94

Z. HELIASZ & M. M ANOW SKA

(1966) na podstawie badań minerałów ciężkich. Podobny pogląd prezentuje Doktor (1983) w oparciu o badania sedymentologiczne i petrograficzne utwo­

rów żwirowych występujących w przykarpackiej części zapadliska przedkar- packiego, w obrębie politycznych utworów miocenu.

Dokładne ustalenie źródeł alimentacji dla badanych utworów detrytycz- nych mogłoby uzupełnić rozważania nad przebiegiem depozycji w zapadlisku przedkarpackim oraz ewolucji brzegu Karpat. Wymaga to jednak prowadzenia dalszych studiów nad składem frakcji ciężkiej, zarówno utworów fliszowych jak i skał podłoża współczesnych Karpat W ich brzeżnej partii (Fig. 5).

Autorzy sądzą ponadto, że przeprowadzenie analizy składu frakcji ciężkiej także w utworach formacji skawińskiej mogłoby stanowić ważny element w rekonstrukcjach palinspastycznych brzegu Karpat w dolnym badenie.

Podziękowania

Autorom przypadł miły obowiązek podziękowania dr Eleonorze Solik-Heliasz z Głównego Instytutu Górnictwa za dostarczenie prób do badań. Dziękujemy także mgr B. Ptakowi za wykonanie analiz rentgenowskich oraz mgr R. Chybiorzowi za wykreślenie rysunków.

LITERATURA CYTOWANA - REFERENCES

Alexandrowicz, S.W., 1971. Profil wzorcowy warstw skawińskich (badenian) w Skawinie kolo Krakowa. Spraw. Pos. Komis. Nauk. Oddz. PAN w Krakowie, 17: 194 - 195.

Buła, Z. & Jura, D., 1983. Litostratygrafia osadów rowu przedgórskiego Karpat w rejonie Śląska Cieszyńskiego. Zesz. Nauk. AGH, 913, Geologia, 9(1): 5 - 27.

Burian, J. & Szczurowska, J., 1964. Minerały ciężkie warstw godulskich okolic Myślenic i Wiśnio­

wej. Kwart. Geol., 8: 980 - 981.

Doktor, M., 1983. Sedymentacja osadów żwirowych w miocenie na przedpolu Karpat. Studia Geol.

Polon., 78: 107 pp.

Jaskólski, S., 1939. Wstęp do charakterystyki petrograficznej niektórych serii ropnych polskich Karpat fliszowych. Państw. Insi. Geol. Biul., 23: 1 - 90.

Kiysowska, M., 1966. Minerały ciężkie w utworach mioceńskich obszaru śląsko-krakowskiego.

Prace Geol. PAN Oddz. w Krakowie, 36: 71 pp.

Krysowska-I waszkiewicz, M. & Unrug, R., 1967. Heavy minerals in the flysch of the Polish Western Carpathians. Bull. Acad. Polon. Sc. Ser. Sc. Geol. Geogr., 15(2): 57 - 64.

Leszczyński, S., 1981. Piaskowce ciężkowickie jednostki śląskiej w Polskich Karpatach: Studium sedymentacji głębokowodnej osadów gruboklastycznych. Rocz. Pol. Tow. Geol., 51:435 - 502.

Łoziński, J., 1956. Porównanie zespołów minerałów ciężkich fliszu podhalańskiego, aalenu fliszo­

wego w pasie skałkowym i egzotyków jurajskich z Bachowie. Rocz. Pol. Tow. Geol., 26: 157 - 164.

Łydka, K., 1955. Studia petrograficzne nad permo-karbonem krakowskim. Insi. Geol. Biul., 97: 115 - 2 2 7 .

Łydka, K., 1957. Studia petrograficzne kulmu okolic Głubczyc. Arch. Miner. 21: 119 - 167.

Nawara, K., 1969. Minerały ciężkie w utworach trzeciorzędowych i czwartorzędowych zagłębia żytawskiego. Kwart. Geol., 13: 643 - 654

Nowak, W. & Szczurowska, J., 1964. Wyniki badań minerałów firakcji ciężkiej oraz uwagi o paleogeografii dolnej i gómej kredy śląskiej i podśląskiej Karpat Bielskich. Kwart. Geol., 8: 975 Oszczypko, N. & Tomaś, A., 1985. Tectonic evolution o f marginal part of the Polish Flysch

Carpathians in the Middle Miocene. Kwart. Geol., 29: 109 - 128

Ruhle, E., (red.), 1978. Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoicznych i kredowych w skali 1:500 000. Wyd. Geol.,

Solik-Heliasz, E., 1987. Zmienności własności hydrogeologicznych warstw dębowieckich w połu- dniowo-zachodniej części GZW na tle ich cech strukturalnych. Archiwum Głównego Instytutu Górnictwa, 96pp., (niepublikowane-unpubłished)

Szczerbiiiski, J., 1964. Minerały ciężkie skał karbońskich jako minerały przewodnie przy badaniach sir ai graficznych. Archiwum Politechniki Gliwickiej, Gliwice, 170 pp., (niepublikowane-unpub- lished)

Szczurowska, J„ 1961. O wieku cieszynitów na podstawie analiz minerałów ciężkich w górnych lupkach cieszyńskich. Kwart. Geol., 5: 175 - 181

Tokarski, J., 1947. Ciężkie minerały jako wskaźniki stratygraficzne serii fliszowych. Spraw. Pos.

PAU, 6

Tumau-Morawska, M., 1955. Znaczenie analizy minerałów ciężkich w rozwiązywaniu zagadnień geologicznych. Acta Geol. Polon., 5 (3): 363 - 388

Turnau-Morawska, M. & Łydka, K., 1952. Studia petrograficzne nad arkozą kwaczalską. Rocz. Pol.

Tow. Geol., 22:473 - 4 9 4

Unrug, R., 1968. Kordyliera śląska jako obszar źródłowy materiału klastycznego piaskowców fliszowych Beskidu Śląskiego i Beskidu Wysokiego (Polskie Karapaty Zachodnie). Rocz. Pol.

Tow. Geol., 38: 81 - 164.