12 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Pojęcie „środowisko sedymentacyjne" obejmuje obszar akumulacji oraz 
charakterystyczne dla niego warunki fizyczne, chemiczne i biologiczne, 

które wpływają na zachodzące na tym obszarze procesy sedymentacyjne 
i gromadzone w ich wyniku osady. Pojęcie to ma zatem charakter zło­

żony, a wydzielanie środowisk sedymentacyjnych może być przeprowa­

dzane w różny sposób, w zależności od potrzeb, aspektu badań i od do­
boru kryteriów podziału. 

Pojęcie „środowisko sedymentacyjne" jest niezwykle użyteczne 

i powszechnie stosowane. Poważne trudności występują natomiast przy 
próbach usystematyzowania wyróżnianych środowisk sedymentacyj­

nych, bowiem złożoność tego pojęcia uniemożliwia ustalenie jednolitych 
zasad podziału. 

Jako najbardziej ogólne kryterium podziału przyjmuje się zwykle 

szeroko pojęty obszar akumulacji i wyróżnia się grupy środowisk lądo­
wych i morskich oraz pośrednią między nimi grupę środowisk lądowo-

-morskich. Nawet i tak ogólny podział nie jest jednak w pełni konsek­

wentny, bowiem np. obszar akumulacji osadów lodowcowych zaliczyć 
wypada zarówno do środowisk lądowych jak i morskich. 

Bardziej szczegółowy podział w obrębie tych grup przeprowadzany 

jest na podstawie rozmaitych kryteriów. Pewne środowiska wydziela się 

z punktu widzenia dominujących w nich procesów, inne opierając się na 
lizjograficznych cechach obszaru akumulacji, inne wreszcie w zależności 

od charakterystycznego dla nich zespołu gromadzonych osadów. Lista 

wydzielanych środowisk na różnych szczeblach podziału może być bar­

dzo obszerna; zestawienie sporzdzone przez E. Crosby (in: Rigby & 

Hamblin 1972) obejmuje ponad 60 pozycji. Ogólnie jednak wyróżnić moż­

na kilkanaście dość wyraźnie zindywidualizowanych środowisk podsta­

wowych, w obrębie których mieści się większość pozostałych. Ważniej­

sze z tych głównych środowisk omówione są w niniejszym rozdziale. 

392 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Przeważnie w obrębie jednego środowiska sedymentacyjnego wyod­

rębnić można kilka podrzędnych w stosunku do niego środowisk (okre­
ślanych zwykle jako subśrodowiska), z których każde charakteryzuje 
odmienny przebieg procesów sedymentacyjnych i odmienna facja lub ze­

spół facji. Taki podział może być również kilkustopniowy. Na przykład 
w obrębie środowiska rzecznego wyróżnić można m.in. środowisko rzeki 
meandrującej, a w jego obrębie subśrodowiska łachy meandrowej, wa­
łów brzegowych, glifów krewasowych i zewntęrznej równi zalewowej. 
W obrębie jednego środowiska mogą także występować jako subśrodo­
wiska takie obszary, które gdzie indziej wydzielane są jako odrębne 

środowiska; na przykład w obrębie środowiska deltowego rolę subśro-

dowisk mogą odgrywać wybrzeża plażowe. 

ŚRODOWISKO RZECZNE 

Osady rzeczne, zwane też aluwiami, deponowane są przez wody sieci 
rzecznej płynące stale lub okresowo. Cechą każdej sieci rzecznej jest 

jednokierunkowy przepływ wody i związany z tym transport materiału 

osadowego wyłącznie w dół biegu tworzących ją rzek. Pospolite w rze­

kach zmiany stanu wody, a także charakterystyczne dla ich środowiska 
współwystępowanie i przemieszczanie stref lokalnej agradacji i stref 

erozji, powodują w sumie, że. znaczna część materiału ziarnowego trans­
portowana jest przez rzekę etapowo i na swej drodze w dół biegu rzeki 
jest wielokrotnie deponowana i ponownie erodowana. Przewaga efektów 
depozycji nad efektami erozji jest warunkiem postępującego przyrostu 
aluwiów na danym odcinku rzeki. 

Warunki kontrolujące przebieg procesów sedymentacyjnych na róż­

nych obszarach akumulacji osadów rzecznych są w szczegółach bardzo 
zróżnicowane, rezultatem czego jest różny charakter gromadzonych tam 
aluwiów. Ogólnie jednak wyróżnić można dwie główne grupy tych ob­
szarów: do pierwszej z nich należą stożki napływowe, do drugiej doliny 
rzeczne oraz równiny aluwialne. 

Współczesny stan wiedzy na temat środowiska rzecznego jest sto­

sunkowo znaczny. Powodem tego jest szybkość zachodzących tutaj 
współcześnie procesów i dogodne na ogół warunki obserwacji ich prze­
biegu i rezultatów, a także gospodarcze znaczenie rzek. 

Stożki napływowe 

Fizjografia stożków 

Nagromadzenie osadów tworzące stożek napływowy ma kształt wycinka 
płaskiego stożka, którego szczyt usytuowany jest u wylotu doliny zasi-

ŚRODOWISKO RZECZNE 

Rycina 12-1. 
Stożek napływowy na skraju 
wypiętrzonego masywu 

lającej stożek (ryc. 12-1). Rozległe stożki napływowe powstają przede 
wszystkim u podnóża masywów górskich. Stożki takie często zrastają 
się ze sobą i tworzą zwartą pokrywę. Grube, liczące nawet tysiące me­
trów miąższości osady składane w obrębie stożków akumulowane są na 
skraju zapadlisk tektonicznych, obniżanych stopniowo w stosunku do 
przyległego obszaru zrębowego. Stożki napływowe rozwijają się w róż­
nych warunkach klimatycznych; szczególnie charakterystycznym ele­
mentem rzeźby są one w strefach klimatu półsuchego oraz suchego i tam 
były przede wszystkim badane (Buli 1964a, 1972, 1977; Hooke 1967). 
Zbliżone kształtem do stożków nagromadzenia aluwiów, zwane sandra­
mi, formowane są także na przedpolu lodowców (Klimek 1972; Boothroyd 
& Nummedal 1978). W przypadku sandrów położenie miejsca wypływu 
wód lodowcowych na ich powierzchnię ulega stosunkowo częstym zmia­
nom. 

Główną przyczyną formowania się stożka jest tendencja do lateral-

nej ekspansji wód wypływających z wciętej doliny na przedpole krawę­
dzi morfologicznej. Miejsce, gdzie takie rozpływanie się wody może za­
chodzić, tj. miejsce przecięcia się profilu dna doliny z profilem otacza­
jącego ją terenu, nazywane jest ogólnie punktem intersekcyjnym. W skali 
całego stożka punktem intersekcyjnym jest jego szczyt. Ponadto lokalne 
punkty intersekcyjne istnieją w poszczególnych korytach rozwiniętych 
na powierzchni stożka. Poniżej punktu intersekcyjnego dochodzi do roz­
dzielania się i spłycania koryt; powoduje to szybkie zmniejszanie się 
wydolności i nośności strumieni, czego konsekwencją jest intensywna 
depozycja. Dodatkowym czynnikiem sprzyjającym takiej depozycji bywa 
wsiąkanie w podłoże części płynącej wody. Koryta rozwinięte na po­
wierzchni stożka mają ogólnie układ radialny. Intensywna akumulacja, 
która zachodzi wzdłuż linii przepływu, powoduje, że koryta zmieniają 

swe położenie i przesuwają się po powierzchni stożka. Niezależnie od 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

predyspozycji morfologicznej, czynnikami sprzyjającymi powstawaniu 
stożków są: duża ilość różnoziarnistego luźnego materiału na obszarze 
zasilania (tj. zlewni macierzystej doliny), duże wahania przepływu wody 
i brak szaty roślinnej. 

Nachylenie powierzchni stożka napływowego z reguły jest najwięk­

sze w pobliżu jego szczytu, wyjątkowo jednak przekracza tam 10°.  K o ­
ryta na powierzchni stożka są bardzo płytkie. Jedynie w górnej części 
niektórych stożków bywają one wyraźnie wcięte, co zazwyczaj wiąże 
się z obecnością w tej części stożka osadów spływów rumoszowych 

(Hooke 1967) lub też jest rezultatem zmian klimatycznych. Powierzchnia 

stożka jest często większa od obszaru zasilania. Niejednokrotnie stożki 
mają budowę złożoną i składają się z nałożonych na siebie podrzędnych 
stożków, nieraz różnych rozmiarami i położeniem. Stożki formowane 
w warunkach stosunkowo wilgotnego klimatu zazwyczaj przechodzą 
stopniowo w równiny aluwialne rzek roztokowych. Dystalna część stoż­
ków w strefach suchych i półsuchych kontaktuje często z obszarami 

o typie playa (zob. ryc. 12-48). Zdarza się też, że stożek wkracza bezpo­
średnio do jeziora lub morza; w takim przypadku może on kontynuować 

się pod wodą jako delta stożkowa. 

O s a d y stożków 

Osady stożków napływowych cechuje ogólnie niedojrzałość teksturalna. 

Ich skład petrograficzny i mineralny zależy w dużym stopniu od typu 

skał występujących na obszarze zasilania. W osadach reprezentowane 
są frakcje żwirowe, piaszczyste i pelityczne, przy czym w kierunku pe­
ryferii stożka zaznacza się stosunkowo szybkie zmniejszanie się maksy­

malnej średnicy i mediany ziarna. Osady stożków akumulowane są w wa­

runkach oksydacyjnych i na ogół pozbawione są skamieniałości. 

Procesy sedymentacyjne na powierzchni stożka związane są bądź 

z przepływem wody, bądź z grawitacyjnymi spływami materiału ziarno­

wego. Woda płynie zwykle systemem koryt typu roztokowego, które 
charakteryzują się wybitnie małą krętością. Na stożkach w strefie suche­
go lub półsuchego klimatu dochodzi czasem do specyficznego spływu 
zwanego zalewem warstwowym (ang. sheet-flood). W warunkach gwał­
townej ulewy woda poniżej punktu intersekcyjnego pokrywa całą po­

wierzchnię terenu, a jej przepływ zachodzi z reguły w warunkach gór­
nego reżimu. Zalew warstwowy szybko jednak przeradza się w spływ 

systemem koryt (por. Rachocki 1981). 

Na stożkach formowanych w warunkach suchego lub półsuchego klimatu i zasila­

nych materiałem bardzo grubych frakcji dochodzi niekiedy do powstawania tzw.

  o s a ­

dów przetakowych (ang. sieve deposit). Takie osady gromadzone są bezpośrednio poni­
żej lokalnego punktu intersekcji i związane są z gwałtownymi opadami. Początkowo de­
ponowany jest w tych miejscach tylko najgrubszy materiał, który następnie spełnia rolę 

ŚRODOWISKO RZECZNE 

sita. Przepływająca przez nie woda stopniowo osadza materiał coraz drobniejszy i wy­
pełnia nim przestrzenie między wcześniej unieruchomionymi blokami i głazami. 

Na stożkach formowanych w warunkach półsuchego i suchego kli­

matu dużą rolę odgrywają grawitacyjne spływy osadu. W materiale 
przemieszczanym przez spływy reprezentowane są zawsze frakcje drob­

noziarniste, tj. pyłowe i iłowe, natomiast udział frakcji żwirowej bywa 

bardzo różny, często nawet dominujący. Z tego punktu widzenia wyróżr 
nia się w środowisku stożków dwa skrajne typy spływów: spływ rumo-
szowy (ang. debris-flow) i spływ mułowy (ang. mud-flow). Spływy pierw­

szego typu ograniczone są z reguły do proksymalnej, stromszej części 
stożka, gdzie ich osady odgrywają nieraz poważną rolę. Rezultatem po­
jedynczych spływów są stosunkowo wąskie nagromadzenia osadów, po­
dobne do jęzorów wydłużonych zgodnie z promieniem stożka (ryc. 12-2). 

'' ' Mady przetakowe, 5 — osady sply-

P L A Y A '

  W Ó W 

N -

Miąższości takich nagromadzeń wynoszą od kilku metrów do kilku cen­

tymetrów. Materiał grubszy skoncentrowany jest zwykle w brzeżnych-
częściach i przy powierzchni jęzora. Końcowa część jęzora spływu, 

szczególnie rumoszowego, jest w przekroju podłużnym wybrzuszona 
i z reguły ma mniejszy spadek niż powierzchnie sąsiadujących osadów 

deponowanych przez wodę płynącą. Dlatego też osady spływów nie-

jzadko są rozcinane przez koryta strumieni. Osady spływów są, bardzo 

źle wysortowane i maksymalna średnica ziarna jest w nich kilkadziesiąt 

razy większa od mediany. W produktach spływów bardziej płynnych 

większe klasty zorientowane są subhoryzontalnie i rozwinięta bywa gra­

dacja ziarna. W osadach spływów o większej lepkości duże klasty by-

396 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

wają różnie zorientowane, przy czym część z nich ustawiona jest pio­

nowo. 

Model facjalny stożka napływowego dotyczy stożka formowanego-

w warunkach klimatu suchego lub półsuchego (Rust 1979) (ryc. 12-3). 
W proksymalnej części stożka dominują facje żwirowe, reprezentowane-
przez poziomo warstwowane żwiry o zwartym szkielecie ziarnowym, 
z nierzadką imbrykacją (osady wód płynących) oraz przez żwiry o roz­
proszonym szkielecie, z mułowo-piaszczystym spoiwem wypełniającym, 
pozbawione warstwowania i imbrykacji (osady spływów). W kierunku 
dystalnym w osadach pierwszej z tych facji zwiększa się udział piasku 

i pojawia się coraz liczniejsze warstwowanie przekątne o dużej skali. 
Stopniowo zaczynają dominować piaski ż domieszką żwirów, z laminacją 
poziomą i warstwowaniem przekątnym o dużej skali, a także coraz licz­
niejsze stają się wkładki masywnych na ogół mułowców piaszczystych. 

Rycina 12-3. Modelowy przekrój stożka napływowego 

1 — starsze skały, 2 — osady spływów materiału ziarnowego, 3 —- żwiry, 4 — piaski, 5 — muły 

Wśród publikacji dotyczących kopalnych osadów stożków napływowych kiłka za­

sługuje na szczególną uwagę. Z metodologicznego punktu widzenia ważna jest praca 
Blucka (1967). Kompleks stożków w dolnopaleozoicznej formacji Ąan Horn Sandstone 
w Teksasie traktowany może być jako przykład zróżnicowania facji w zależności od 
miejsca depozycji w proksymalnej, pośredniej i dystalnej części stożka (McGowen & 
Groat 1975). W utworach dewonu w Norwegii dobrze poznane zostały bardzo grube serie 
akumulowane w obrębie stożków napływowych i na ich peryferiach; stwierdzono tam 
cykliczność związaną z pulsacyjnymi ruchami tektonicznymi obrzeżenia basenów (Steel 

et al. 1977; Steel & Gioppen 1980). W Polsce osady stożków napływowych zostały sedy-

mentologicznie Udokumentowane szczegółowo w kulmie niecki śródsudeckiej (Teisseyre 

1971, 1975a). 

Typy rzek 

Podział rzek na główne typy oparty jest na kryteriach morfologicznych: 
krętości (stosunku długości osi głównego koryta do długości osi doliny 
na danym odcinku) i obecności jednego lub kilku koryt w obrębie łoży-

ŚRODOWISKO RZECZNE 

ska rzeki. Na tej podstawie, wyróżnia się cztery typy rzek, a ściślej — 
odcinków rzek (ryc. 12-4). 

Rzeki prostolinijne (ang. straight rivers) płyną jednym, bardzo mało 

krętym korytem, w którym zwykle występują wąskie łachy przybrzeżne, 

naprzemianlegle usytuowane. Regularne rozmieszczenie tych łach oraz 
głębi i spłyceń koryta, a także przebieg głównego nurtu, wykazują pew­
ne analogie do rzek meandrujących. Typowe, prostolinijne odcinki rzek 

są rzadko spotykane. 

Rzeki roztokowe (ang. braided rivers) charakteryzuje obecność roz­

dzielających się i ponownie łączących koryt różnego rzędu, między któ­

rymi istnieją liczne mielizny i wyspy, określane łącznie jako łachy śród-
korytowe. Rzeka roztokowa płynie zatem stosunkowo szerokim traktem, 

ułożonym z koryt różnego rzędu; położenie koryt i niższych łach ulega 

częstym zmianom. Poszczególne koryta są stosunkowo płytkie, a ich głę­

bokość jest niewielka w porównaniu z szerokością. Krętość rzek rozto-
kowych jest niewielka (z reguły poniżej 1,3). Rzeki tego typu transpor­

tują duże ilości materiału klastycznego przede wszystkim trakcyjnie. Ich 
spadek w porównaniu ze spadkiem rzek meandrujących o podobnym 

przepływie jest znaczny. 

Rzeki meandrujące (ang. meandering rivers) w warunkach normal­

nego stanu wody płyną tylko jednym korytem, które tworzy charakte­
rystyczne zakola. Zakola przesuwają się stopniowo i tylko od czasu do 

czasu zostają odcięte, w wyniku czego powstają starorzecza, typowe dla 

rzek meandrujących. Krętość koryt jest duża (często powyżej 2), głębo­
kość stosunkowo znaczna, a spadek z reguły niewielki w porównaniu 

z wielkością przepływu. Wśród niesionego materiału zwykle spora część 
przypada rta zawiesinę. 

398 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rzeki anastomozujące (ang. anastomosing rivers) mają kilka niere­

gularnie wijących się, głębokich koryt, rozdzielonych ustabilizowanymi 
i z reguły porośniętymi wyspami. Obciążenie rzek tego typu jest nie­
wielkie i niemal wyłącznie reprezentowane przez zawiesinę. Brzegi zbu­
dowane są z kohezyjnego, drobnoziarnistego materiału, który trudno 
ulega erozji. Z sedymentologicznego punktu widzenia rzeki tego typu są 

bardzo słabo poznane. 

Niemal wszystkie rzeki współczesne, które akumulują znaczne ilości 

materiału klastycznego i tworzą grube aluwia, są rzekami roztokowymi 
lub meandrującymi. Zapewne większość dawnych serii aluwialnych 
związana jest również z takimi rzekami. Jest jednak możliwe, że np. 
w seriach węglonośnych część aluwiów utworzona została przez rzeki 
anastomozujące. 

Istnienie jednego z tych dwóch typów — roztokowego lub meandrującego, na da­

nym odcinku rzeki uzależnione jest w znacznym stopniu od spadku koryta i od wiel­
kości przepływu przy stanie pełnokorytowym (Leopold &  W o l m a n 1957). Znane są liczne 
przypadki zmiany typu rzeki na krótkim stosunkowo dystansie spowodowane zmianą 
spadku; bywa też, że jedno z ramion rzeki roztokowej tworzy typowe zakola. Długo­
okresowe zmiany wielkości przepływu, a także zmiany rodzaju obciążenia rzeki  ( w y w o ­
łane np. zmianami klimatu lub działalnością człowieka) prowadzić mogą do przeobraże­
nia rzeki z meandrującej w roztokowa i odwrotnie. 

Z danych uzyskanych empirycznie (Leopold &  W o l m a n 1960) wynika, że w przy­

padku rzeki meandrującej zaznacza się wyraźna zależność między długością fali mean­
drów a szerokością koryta, co przypisywane jest dominującemu  w p ł y w o w i , jaki warun­
ki hydrodynamiczne wywierają na powstawanie układu zakoli. Amplituda meandrów 
wydaje się natomiast zależeć głównie od podatności na erozję brzegów koryta i na  o g ó ł 
jest większa w przypadku rzek o bardziej spoistym (mułowym lub ilastym) materiale bu­

dującym brzegi. 

Badania rzek współczesnych doprowadziły także do stwierdzenia ogólnych zależ­

ności między parametrami kształtu koryta rzeki (szerokością, głębokością, krętością, dłu­
gością fali meandrów) a wielkością średniego przepływu i rodzajem obciążenia (udzia­
łem materiału transportowanego trakcyjnie oraz w zawiesinie) (Schumm 1968).  M i ę d z y 
innymi ustalono, że w rzekach transportujących głównie zawiesinę stosunek szerokości 
do głębokości koryta jest mniejszy od 10, a w rzekach z przewagą materiału niesionego 
trakcyjnie jest na ogół większy od 40.  W y p r o w a d z o n e empirycznie równania próbowano 
zastosować do określania niektórych parametrów kopalnych koryt rzecznych i określe­
nia panujących w nich warunków paleohydrologicznych (Schumm 1972; Elliott 1976). 

Podział osadów rzecznych 

W najbardziej ogólnym podziale, mającym aspekt genetyczny, wyróżnia 
się dwie podstawowe grupy osadów rzecznych: korytowe i pozakory-

towe. 

Osady korytowe gromadzone są w obrębie koryta lub traktu koryt, 

zarówno podczas niskich, jak i wysokich stanów wody, a składają się 
niemal wyłącznie z materiału transportowanego trakcyjnie. Są one de­
ponowane w głębszych częściach koryta i w obrębie płycizn i łach. Do 

ŚRODOWISKO RZECZNE 399 

tej grupy należy m.in. bruk korytowy — osad złożony z lokalnie najgrub­
szego, przemytego materiału, deponowany przede wszystkim na dnie ko­
ryta w strefie głównego nurtu. Formy akumulacyjne, w obrębie których 
deponownae są głównie osady korytowe, rozrastają się głównie lateral-
niej dlatego też osady korytowe nazywane bywają osadami przyrostu 

bocznego (lateralnego). 

Osady pozakorytowe deponowane są podczas wysokich stanów wody 

na zalewanych wówczas terenach położonych poza strefą korytową. 
Miejscem ich depozycji są przede wszystkim płaskie tereny równi zale­
wowej i wały przykorytowe, a także wysoko wzniesione i wyjątkowo 
tylko zalewane powierzchnie łach. Osady pozakorytowe składają się 
w przewadze lub w poważnej części z materiału donoszonego w zawiesi­
nie. Przyrost tych osadów zachodzi generalnie w kierunku pionowym 

i dlatego nazywane są one także osadami przyrostu pionowego. 

Jedne i drugie osady reprezentowane są przez zespoły różnych fa­

cji. Ogólnie jednak osady korytowe składają się z materiału wyraźnie 
grubszych frakcji w porównaniu z osadami pozakorytowymi. Najwięk­
sze różnice między osadami obu grup istnieją w przypadku rzek, które 
oprócz materiału transportowanego trakcyjnie niosą spore ilości zawie­
siny. 

Jako trzecią, podrzędną grupę wydziela się niekiedy osady dużych, 

opuszczonych koryt, zapełnianych powoli drobnoziarnistym materiałem 

(J. R. L. Allen 1965a). Do tej grupy należą przede wszystkim osady sta­

rorzeczy. 

Rzeki roztokowe 

Rzeki typu roztokowego są charakterystyczne dla obszarów górskich, 
podnóża gór i przedpola lodowców, nierzadko jednak występują także na 
nizinach. Z reguły rzeki roztokowe w pobliżu obszaru źródłowego niosą 
i akumulują dużo żwiru, natomiast w dół biegu w ich osadach zaczyna 
stopniowo dominować piasek. Osady gromadzone w obrębie traktu koryt 
rzek roztokowych, zarówno żwirowych, jak i piaszczystych, składają się 
niemal wyłącznie z materiału grubszego, frakcji żwiru i piasku. Taki ma­

teriał jest szybko deponowany, co prowadzi do intensywnego przyrostu 

łach, ale także ulega łatwo erozji; jest to główną przyczyną częstych i du­
żych zmian układu koryt i form akumulacyjnych w obrębie traktu, a tak­
że przyczyną przesuwania się całego traktu. Porzucone koryta rzeki roz-
tokowej stosunkowo szybko wysychają, czym — oprócz kształtu — róż­
nią się od stosunkowo długo wypełnionych wodą starorzeczy rzek mean­
drujących. 

W roztokowych rzekach żwirowych (Smith 1970; Rust 1972; Hein & 

Walker 1977) charakterystycznymi, dużymi formami akumulacyjnymi są 
łachy podłużne (ang. longitudinal bars). Mają one kształt zbliżony do 

400 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-5. Żwirowa rzeka roztokowa 

rombu i ogólnie są wydłużone zgodnie z biegiem rzeki (ryc. 12-5). Łachy 

te rozwijają się z zaczątkowych nagromadzeń najgrubszego materiału 
w obrębie koryta rzeki i podczas wysokiego stanu wody są nadbudowy­
wane i rozrastają się na boki, a głównie w dół biegu rzeki. W tym kie­
runku zmniejsza się zazwyczaj średnica ziarna materiału budującego ła­
chę. Na zaprądowym skraju niektórych łach rozwija się stok osypisko-
wy. Przepływ po powierzchni łachy daje w rezultacie imbrykację oto­
czaków. Podczas opadania  w o d y w rzece przepływ po powierzchni łachy 
koncentruje się w obrębie podrzędnych koryt, z których wiele szybko za­

miera, niektóre zaś są dłużej czynne i mogą łachę częściowo rozcinać. 
Na wynurzającej się powierzchni łachy żwirowej oraz w zamierających 
korytach deponowany jest miejscami piasek lub nawet muł. Przy brze-

Rycina 12-6. 

Depozycja przekątnie warstwo­
wych piasków na brzegu łachy 
żwirowej (według: Rust 1972, 
zmodyfikowane) 

Laminy przekątne nachylone w kie­

runku poprzecznym do osi łachy: ry­

sunek obrazuje depozycję piasków w 

warunkach opadania poziomu wody 

ŚRODOWISKO RZECZNE 

gach tych koryt woda spływająca z powierzchni łachy formuje prze­
kątnie warstwowane nasypy piaszczyste, nieraz typu miniaturowych delt 
(ryc. 12-6). 

W roztokowych rzekach piaszczystych (Coleman 1969; Collinson 

1970, Cant 1978) duże formy akumulacyjne mają najczęściej postać sto­

sunkowo szerokich płatów, które nazywane są ogólnie łachami poprzecz­

nymi (ang. transversal bars). W planie ich kształt bywa dość zróżnico­

wany, często jednak jest językowaty (ryc. 12-7). Zaprądowy stok łach 
jest wyraźny, zwykle stromy. Stok ten jest różnie zorientowany w sto­
sunku do osi koryta. Łachy poprzecznę przemieszczają się głównie wsku­
tek przyrostu stoku zaprądowego, ą także nadbudowywane są przez de­

pozycje osadów na ich powierzchni. W tym procesie często dużą rolę 
odgrywają fale piaskowe, bowiem w piaszczystych rzekach roztokowych 
występują one głównie na płyciznach. W głębszych partiach koryt wy­
stępują zwykle duże riplemarki prądowe o krętych grzbietach. Podczas 
szczególnie dużych powodzi zalane zostają wynurzone normalnie części 
łach oraz tereny przyległe do strefy korytowej. Zachodzi tam wówczas 
szybka na ogół depozycja osądów o ziarnie ogólnie drobniejszym w po­

równaniu z osadami koryt i łach śródkorytowych; w przypadku rzek 
żwirowych są to głównie piaski, zaś rzek piaszczystych — muły. Gro­

madzeniu tych osadów wybitnie sprzyja obecność roślinności. Ogólnie 

jednak w środowisku rzek roztokowych kontrast między osadami kory­

towymi i pozakorytowymi nie jest tak wyraźny, jak w przypadku rzek 

meandrujących. 

Osady gromadzone w środowisku rzek roztokowych reprezentowa­

ne są przez żwiry, piaski i utwory pelityczne. Osady te są wysoce zróż­
nicowane pod względem litofacjalnym. Przy wyróżnianiu i opisach wy-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

stępujących tu facji stosuje się coraz powszechniej symbole literowe 
(Rust 1978): 

Gm — masywne lub poziomo warstwowane żwiry o zwartym szkielecie ziarno­

wym, zwykle imbrykowaną; 

Gms — masywne żwiry o rozproszonym szkielecie ziarnowym, pozbawione warst­

wowania i imbrykacji; 

• Gp — żwiry o zwartym szkielecie ziarnowym z płaskim warstwowaniem prze­

kątnym; 

Gt — żwiry o zwartym szkielecie ziarnowym z rynnowym warstwowaniem prze­

kątnym; 

SI — piaski o niskokątowym (< 10°) warstwowaniem przekątnym; 
St — piaski z rynnowym warstwowaniem przekątnym o dużej skali; 
Sp — piaski z tabularnym warstwowaniem przekątnym o dużej skali; 
Sr — piaski z warstwowaniem przekątnym o małej skali; 

Sh — piaski warstwowane poziomo, 
Ss — piaski wypełniające drobne rozmycia erozyjne; 

Rycina 12-8. Wzorcowe sekwencje aluwiów rzek roztokowych (według: Miall 

1978b) 

Typ Trollheim dotyczy żwirowej rzeki na obszarze stoika napływowego, typ Bijou Creek — okreso­
wego strumienia w klimacie półsuchym. Symbole facji objaśnione w tekście 

ŚRODOWISKO RZECZNE 

Se — osady piaszczyste bogate w intraklasty (zwykle mułowe), występujące na 

powierzchniach erozyjnych; 

Fm — masywne muły; 
FI — laminowane lub przekątnie warstwowane osady pelityczne. 

Ze względu na zróżnicowanie środowiska rzek roztokowych, skon­

struowanie jednego, uniwersalnego modelu pionowego następstwa facji 
jest w tym przypadku szczególnie trudne. Miall (1978b) wyróżnił sześć 

głównych, „wzorcowych" typów sekwencji aluwiów rzek roztokowych 

(włączając do nich osady stożków napływowych); nadał im nazwy po­

chodzące od różnych rzek współczesnych (ryc. 12-8). 

Ogólnie stwierdzić można, że w profilu aldwiów żwirowych, proksy-

malnych rzek roztokowych dominują osady podłużnych łach żwirowych 

(facja Gm), a podrzędnie występują wkładka piasków (facje Sp, St, Sh, 

Sr).

 W takich aluwiach kierunki Wyznaczone przez imbrykację otocza­

ków wykazują zwykle mniejszy rozrzut niż kierunki warstwowania prze­
kątnego w piaskach. 

Aluwia piaszczystych rzek roztokowych cechuje przewaga osadów 

z warstwowaniem przekątnym o dużej skali. Ilościowy stosunek facji Sp 
do St bywa różny, jednak niemal zawsze pierwsza z tych facji jest re­

prezentowana. Wkładki zawierające intraklasty bywają dość pospolite 
i występują powyżej powierzchni erozyjnych, z reguły jednak lateralny 
zasięg tych powierzchni nie jest duży. Rozrzut kierunków warstwowania 

Rycina 12-9. . 
Modelowa sekwencja z formacji Battery 
Point Sandstone interpretowanej jako 

aluwia piaszczystej rzeki roztokowej 

(według: Cant & Walker 1976) 

Pa prawej kierunki warstwowania przekątnego w 

poszczególnych facjach 

26-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

przekątnego o dużej skali jest zwykle niewielki, ale nie jest to regułą. 
Osady drobnoziarniste, jak też i piaski z warstwowaniem przekątnym 
0 małej skali lub z laminacją poziomą, odgrywają w aluwiach podrzędną 
rolę. 

Przykładem następstwa facji w aluwiach piaszczystej rzeki roztoko-

wej średniej wielkości może być model przedstawiony przez Canta 

i Walkera (1976). Model ten uzyskano w wyniku badań dewóńskiego 

piaskowca Battery Point i przy jego konstruowaniu posłużono się meto­
dami analizy Markowa (ryc. 12-9). Model został następnie porównany 
z przebiegiem sedymentacji w South Saskatchewan River (Cant 1978), 
przy czym stwierdzono wiele analogii i nieznaczne różnice. Na uwagę 

w tym modelu zasługuje przede wszystkim obecność pojedynczych, gru­

bych warstw z tabularnym Warstwowaniem przekątnym, które występu­
ją wśród wielozestawów rynnowego warstwowania przekątnego o dużej 

skali i które różnią się od reszty osadów wyraźnie odmiennym kierun­

kiem nachylenia lamin przekątnych.  O w e zestawy tabularne interpreto­
wane są jako osady powstałe w wyniku migracji dużych form, których 

zaprądowe stoki ustawione były ukośnie lub nawet równolegle do ogól­
nego kierunku biegu rzeki. W profilu aluwiów zaznaczają się kilkumetro­
wej miąższości sekwencje o ziarnie malejącym ku górze, podobne pod 
tym względem do sekwencji charakterystycznych dla aluwiów rzek 
meandrujących. 

Rzeki meandrujące 

Rzeki meandrujące są pospolite na nizinach, ale występują również w in­

nych obszarach. Przeważnie transportują one piasek i frakcje drobniej-

PAS MEANDROWY 

Rycina 12-10. Pas meandrowy na równinie aluwialnej 
Osady pasa meandrowego (osady korytowe oraz osady walów przybrzeżnych i glifów krewasowych 

i starorzeczy zaznaczone kropkami, osady pozostałej czesci równi zalewowej zaznaczone kolorem 
czarnym 

ŚRODOWISKO. RZECZNE 

sze, znane są jednak takie, które niosą również żwir pochodzący z obsza­
rów źródłowych. Materiał transportowany trakcyjnie deponowany jest 
głównie w obrębie, koryta rzeki, zaś miejscem depozycji zawiesiny są 
przede wszystkim obszary przyległe do koryta, zalewane podczas dużych 
powodzi. 

Rozwój zakoli prowadzi do stopniowego, lateralnego przesuwania 

się koryta. Rozwój ten przerywany jest przez ścięcie zakola po „cięci­
w i e " lub przez rozcięcie jego szyi (tj. nasady pętli zakola), a opuszczona 
część zakola przekształca się W starorzecze. Wskutek takich procesów 
redukujących amplitudę zakoli, strefa migracji koryta rzeki związana 
z przesuwaniem się zakoli jest na równinie aluwialnej (lub w szerokiej 
dolinie rzeki) ograniczona i tworzy pas, zwany pasem-meandrowym lub 
pasem meandrowania (ang. meander belt) (ryc.

 12-10). W obrębie tego 

pasa dominuje akumulacja osadów korytowych oraz osądów wałów przy-
korytowych, zaś poza nim rozciągają się płaskie tereny zalewane częś­
ciowo lub w całości podczas dużych powodzi. 

Rycina 1241. 
Przerzucanie rzeki (awulsja) 

Zazwyczaj generalny przyrost osadów w strefie pasa meandrowego 

jest większy niż na pozostałych terenach równiny aluwialnej. W wyniku 

tego dochodzi od czasu do czasu do nagłej zmiany położenia znacznego 
odcinka koryta rzeki, obejmującego wiele zakoli.  T e g o rodzaju przerzu-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

cenie rzeki, czyli awulsja (ang. avulsion), prowadzi do powstania nowego 

pasa meandrowego, usytuowanego w innym miejscu równiny (ryc; 12-11) 

Na rzeźbę obszaru akumulacji rzeki meandrującej składa się szereg 

form, typowych dla tego środowiska (ryc. 12-12). Z sedymentologicznego 
punktu widzenia wiele z nich traktuje się jako odrębne subśrodowiska. 

Geomorfologiczne, hydrologiczne i sedymentologiczne badania 

współczesnych rzek meandrujących (Fisk 1944; Sundborg 1956; Leopold 
& Wolman 1957; Harms et al. 1963) oraz badania kopalnych osadów rzek 
0 dużej krętości dały podstawy do stworzenia ogólnego modelu środo­
wiska, rzeki meadrującej, a przede wszystkim modelu rozwoju łachy 
meandrowej oraz do rozpoznania cech pionowej sekwencji osadów rzeki 
tego typu (J. R. L. Allen 1970a). Istotne uzupełnienie w  t y m zakresie 
wniosły badania współczesnych rzek meandrujących, które oprócz piasku 
i pelitu niosą także materiał żwirowy (McGowen & Garaer 1970; Bluek 

1971; Jackson 1976; Teisseyre 1977, 1978). 

Procesy i osady strefy korytowej 

Rozkład prądów na zakolu związany jest z obecnością wielkiego układu 

spiralnego, w którym składowa przypowierzchniowa zwrócona jest 
w stronę zewnętrznego (wklęsłego) brzegu, zaś przy denna w stronę brze-

WAŁ MEANDROWY 

Rycina 12-13. Depozycja w obrębie łachy meandrowej (rysunek modelowy) (według 

J. R. L. Allen, 1970b, zmienione) 

ŚRODOWISKO RZECZNE 407 

gu wypukłego. Główny nurt zbliża się do brzegu wklęsłego i tutaj pręd­
kości są największe. W związku z tym brzeg ten ulega erozji bocznej 
i jest stromy, zaś u jego podnóża koryto jest najgłębsze. Łagodniej na­
chylony skłon brzegu wypukłego, jest natomiast uprzywilejowanym 

miejscem depozycji materiału transportowanego trakcyjnie. Dzięki temu 
brzeg ten przyrasta i przesuwa się w stronę koryta. Jednoczesne cofanie 
się brzegu przeciwnego powoduje przesuwanie się koryta, a tym samym 
całego zakola. W wyniku gromadzenia osadów na brzegu wypukłym 

powstaje łacha meandrowa. 

Uproszczony, idealny model rozwoju łachy meandrowej opiera się 

na założeniu, że w korycie na całym zakolu rozwinięty jest w pełni jeden 
układ spiralny oraz, że formowanie łachy odbywa się w warunkach prze­

pływu pełnokorytowego. W takich warunkach strop łachy sięga do po­
ziomu przyległej do koryta równi zalewowej, a miąższość osadów łachy 
odpowiada głębokości koryta. Następstwo facji w profilu pionowym osa­
dów łachy odzwierciedla zmiany warunków depozycji w skłonie brzegu 
wypukłego (ryc. 12-13). W profilu zaznacza się generalnie zmniejszanie 
się średnicy ziarna ku górze. Profil zaczyna się powierzchnią erozyjną 
utworzoną w wyniku przesuwania się koryta (ryc. 12-14). Na niej leży 
warstwa bruku korytowego; często zawiera ona intraklasty (przeważnie 
fragmenty mułów lub iłów) pochodzące z erodowanych brzegów koryta. 
W y ż e j dominuje facja piasków z warstwowaniem przekątnym o dużej 
skali z reguły typu rynnowego, związana genetycznie z migracją dużych 
riplemarków po skłonie łachy. Podrzędnie występują wkładki piasków 
z poziomą laminacją, genetycznie związaną z warunkami fazy zrównane­
go dna. W najwyższej części występują piaski z warstwowaniem prze­

kątnym o małej skali, deponowane przez migrujące małe riplemarki. 

408 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rzeczywiste profile osadów łach meandrowych wykazują nieraz po­

ważne różnice w porównaniu z przedstawioną sekwencją. Spowodowane 

jest to rozmaitymi przyczynami, przede wszystkim zmianami stanu  w o d y 
w rzece, komplikacjami w rozkładzie prądów na zakolu oraz nierówno-

miernym rozwojem zakoli. 

Niejednokrotnie powierzchnia łachy meandrowej nie ma postaci jed­

nej, mniej więcej równej platformy, lecz złożona jest z dwóch lub  w i ę ­
cej stopni, z których najniższy odpowiada poziomowi wody przy niskim 
stanie. Zdarza się, że podczas przyboru woda zalewająca wyższy stopień, 
eroduje w jego powierzchni drugorzędne koryta przelewowe (ryc. 12-15). 
Zorientowane są one mniej więcej równolegle do cięciwy łuku zakola. 

a u ich wylotu formowane są nasypy typu delt gilbertowskich. (por. str. 

455). Rozwój takiego nasypu daje w rezultacie tabularny pakiet warstw 

przekątnych, gruby nieraz na kilka metrów. W profilu całej łachy struk­
tury takie mogą występować na różnych poziomach wśród rynnowego 
warstwowania przekątnego o dużej skali. Nasypy przelewowe rozwijają 
się w rzekach meandrujących o stosunkowo znacznym spadku, nagłych 
przyborach i transportujących trakcyjnie podczas powodzi piasek i żwir 

(McGowen & Garner 1970). 

Na początku zakola rozkład prądów może pozostawać jeszcze pod 

wpływem poprzedniego zakola, a nowy układ spiralny zaczyna się powoli 
kształtować i w pełni jest rozwinięty dopiero w dalszej części zakola 

(Jackson 1976). Tak więc  w z d ł u ż zakola wyróżnić można trzy strefy: 

ŚRODOWISKO- RZECZNE 

Rycina 12-16. Profile osadów deponowanych w różnych strefach na zakolu rzeki 

meandrującej (według: Jackson 1976, uproszczone) 

A — w strefie przejściowe], B — w strefie pośredniej, C — w strefie pefńego rozwinięci*. Po prawej 
stronie profilów przeciętna średnica ziarna 

przejściową, pośrednią (formowania się nowego układu) i strefę pełnego 

rozwinięcia układu. Zasięg tych stref zależy ogólnie od promienia zakola, 
a na zakolu zmienia się w zależności od wielkości przepływu. Obecność 

tych stref oraz zmiany ich zasięgu powodują, że sekwencje osadów 
w profilach różnych części łachy różnią się między sobą (ryc. 12-16). 
Sekwencja formowana w strefie pełnego rozwinięcia jest najbardziej 
zbliżona do modelu idealnego. W obu pozostałych sekwencjach, w niż­
szej części profilu (ponad warstwą bruku korytowego) medianą średnicy 
ziarna nie maleje, a nawet wykazuje tendencję do nieznacznego zwięk-
szania się ku górze, zaś w strefie przejściowej ponad brukiem nierzadko 
występują piaski z warstwowaniem przekątnym o małej skali. 

W przypadku zakoli, których promień jest bardzo mały w porówna-

niu z szerokością koryta (< 2), przy zaprądowym krańcu łachy meandro­
wej dochodzi do oderwania strumienia przepływu. Powstaje tam komór­
ka wirowa o osi pionowej, w obrębie której formy dna mogą migrować 
w górę biegu rzeki (Teisseyre 1978). 

Na powierzchni łachy rozwinięte są niewielkie grzbiety (zwane wa­

łami meandrowymi), wygięte mniej więcej zgodnie do wypukłego brzegu 
koryta w kolejnych etapach jego rozwoju. Grzbiety takie formowane są 

410 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

podczas wysokiego stanu wody, nierzadko przez duże riplemarki lub fale 
piaskowe, które przemieszczają się ukośnie w górę skłonu brzegu wypu­
kłego. Pomiędzy grzbietami istnieją płytkie, wydłużone zagłębienia; pod­
czas wyższych stanów wody spełniają one niekiedy rolę drugorzędnych 
koryt, a po powodzi tworzą się w nich krótkotrwałe zbiorniki wodne, 
w których deponowany jest przeważnie muł. 

Po ścięciu zakola lub rozcięciu jego szyi końce porzuconego odcinka 

zakola kontaktujące z czynnym korytem zostają stosunkowo szybko za-

czopowane osadami. Pozostała część dawnego koryta staje się starorze­

czem. Depozycja materiału grubszego transportowanego trakcyjnie zo­

staje tam przerwana, a starorzecze zapełniane jest powoli materiałem 
drobnoziarnistym, donoszonym podczas powodzi, a także jest miejscem 
akumulacji autochtonicznych szczątków roślinnych. 

Rycina 12-17. Schematyczny przekrój osadów deponowanych na zakolu rzeki Bar-
won River (wschodnia Australia) (według: Taylor & Woodyer, in: Miall 1978a) 

W niektórych, rzadkich przypadkach sedymentacja na zakręcie rzeki może zacho­

dzić odmiennie. Na terenie wschodniej Auątralii występują rzeki o dużej krętości, przy­
pominające w planie rzeki meandrujące, w których depozycja zachodzi zarówno na wy­
pukłym, jak i na wklęsłym brzegu zakrętu rzeki (Woodyer et al. 1979). Rzeki te niosą 
głównie zawiesinę ilastą, a ich obciążenie i prędkość przepływu są niewielkie. Niesiony 
materiał gromadzony jest głównie w obrębie koryta, przeważnie w postaci mułów, a pod­
rzędnie drobnoziarnistych piasków. Osady te są sedymentacyjnie nachylone w kierunku 
osi koryta, nieraz pod kątem 12—15°. (ryc. 12—17). Zakola rzeki w zasadzie nie przesu­

wają się literalnie; stopniowe zapełnianie koryta prowadzi do awulsji. 

Procesy i osady strefy pozakorytowej 

Podczas wysokiego, powodziowego stanu  w o d y zalane zostają rozległe 
zwykle obszary położone poza strefą koryta. Wskutek zmiany warunków 
przepływu (redukcja prędkości i turbulencji), jaka zaznacza się na skraju 
tej strefy, dochodzi tutaj do depozycji grubszych frakcji zawiesiny. 
W ten sposób po obu stronach strefy koryta formowane są wały. przyko-
rytowe, zwane także wałami nadsypowymi. Zazwyczaj wały są lepiej 
rozwinięte po zewnętrznej stronie zakoli. 

W a ł y zbudowane są głównie z mułu, miejscami zawierającego spore 

domieszki bardzo drobnoziarnistego piasku. W osadach przeważa lami-

nacja różnych typów; nierzadkie bywają także wkładki z warstwowa­
niem przekątnym o małej skali, zwykle z gradacyjnymi przejściami po­

między poszczególnymi zestawami oraz z przejściami do nieregularnej, 

falistej laminacji. Pospolite są także ślady korzeni. 

Podczas powodzi wały przykorytowe rozcinane są korytami krewas, 

którymi woda przepływa z koryta rzeki na obszar zewnętrznej równi za­
lewowej. Koryta te zwykle rozdzielają się palczasto. Nanoszony nimi 
materiał tworzy płaskie stożki napływowe zwane glifami krewasowymi, 
które nadbudowują od strony zewnętrznej wały przykorytowe i wkra­
czają na' tereny równi (ryc. 12-12). Materiał dostarczany krewasami jest 
nieco grubszy od materiału wałów, lecz ogólnie drobniejszy niż w osa­

dach strefy korytowej. Osady bliskiej koryta części glifów noszą cechy 
szybkiej depozycji. Przeważa w nich zwykle warstwowanie przekątne 

o małej skali; trafiają się zestawy o dużej skali oraz intraklasty mułowe, 
pochodzące z rozcinania wałów. Nierzadko osady glifów zazębiają się 

z osadami płaskiej, zewnętrznej części równi zalewowej. 

Obszar równi zalewowej jest na ogół wielokrotnie szerszy niż strefa 

korytowa. Jest on zalewany tylko okresowo, podczas większych powo­
dzi. Osady deponowane na równi złożone są niemal wyłącznie z mate­
riału niesionego przez rzekę w zawiesinie. Stopa przyrostu osadów jest 

;na ogół niewielka, czego powodem jest stosunkowo znaczna prędkość 

wody na równi oraz dość niska zawartość zawiesiny, charakteryzująca 
wody szczytu powodziowego. Dodać jednak trzeba, że obecność roślin­
ności i innych, lokalnych przeszkód powoduje zmniejszenie prędkości 
wody i sprzyja zwiększeniu przyrostu osadów. 

Wśród osadów równi zalewowej dominują muły o różnej zawartoś­

ci materiału ilastego; przeważa w nich płaska laminacja, niejednokrot­
nie nieciągła. Miejscami występują wśród mułów cienkie, przekątnie 
laminowane soczewki bardzo drobnoziarnistych piasków. W osadach 
pospolite bywają ślady wysychania, a także ślady korzeni. 

W strefach klimatu wilgotnego równie zalewowe są często obszara­

mi podmokłymi, zajętymi przez bagna nadrzeczne, zaś w ich częściach 

występują niekiedy płytkie jeziora. Takie warunki sprzyjają rozwojowi 
torfowisk i powstawaniu osadów fitogenicznych. 

W odpowiednio długich okresach braku przyrostu osadów przypo­

wierzchniowa część osadów równi podlega procesom glebotwórczym. 
Nierzadko towarzyszy temu powstawanie konkrecyjnych skupień syde-

rytu lub kalcytu; w warunkach półsuchego lub suchego klimatu powstają 

nawet utwory typu caliche (J. R. L. Allen 1974a). Na podstawie stopnia 

zaawansowania rozwoju tych utworów możliwa jest ocena długości 
okresu, w którym dana część równi nie podlegała przyrostowi osadów 

(Leeder 1975). Proces podcinania wklęsłych brzegów zakoli powoduje, 

ŚRODOWISKO RZECZNE 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

że do koryta rzeki dostają się bryły osadów zawierających  o w e konkre­
cje. Takie bryły oraz pochodzące z nich konkrecje deponowane są na­
stępnie jako intraklasty w obrębie bruku korytowego (Gradziński 1970). 

Aluwia rzek meandrujqcych 

Wyraźnie odmienne warunki sedymentacji panujące w korycie i poza 
jego obrębem powodują, że osady korytowe i pozakorytowe związane 
z rzekami meandrującymi z reguły różnią się poważnie i reprezentowane 
są przez, różne zespoły facji. 

•BK Rycina 12-18. 

,,.,.„ Sekwencje w kopalnych -osa-

EiSaa

3

 dach rzecznych, formacja  N e -

••:•••)

 2

 megt, Mongolia (według:  G r a -

dzińśki 1970) 

i

 I, III — lekwencje (cyklotemy) dwu-

mUsrn

 członowe, II — sekwencja zredukowa­

na wskutek łctęcfa górne] cząscł 
przez powierzchnia, erozyjne, stanowią­
ca, podstawą sekwencji III; 1 — zle-
pieniec łrodformacyjny złożony z klas. 
tów mułowych I redeponowanych kon-

krecjl wapiennych, 2 — piasek, 3 — 

muł piaszczysty, 4 '— atałowiec lab-

Uowiec (konkrecje wapienne zaznaczo­

ne biało), 5 — wyr sina, rozległa po­

wierzchnia erozyjna, 8 — warstwo­

wanie przekątne o dużej skali, 9 — 

deformacje lamin przekątnych, 8 — 

warstwowanie przekątne o malej ska­

li, 9 — pozioma lamłnacja, ,10 — 

osady piaszczyste bez warstwowania. 

Ogólna interpretacja: warstwy % 13, 

1S — bruk korytowy, warstwy 2—8, 

' 14, 16—25 — osady łach meandrowych, 

warstwy 10—12, 28, 27 — osady po­

zakorytowe 

W aluwiach omawianych rzek występują pospolicie dwuczłonowe 

sekwencje (ryc. 12-18, 12-19). Dolny człon takiej sekwencji złożony jest 

z osadów o grubszym ziarnie i reprezentuje osady korytowe. Osady tego 

członu leżą na powierzchni erozyjnej, z reguły rozległej, wytworzonej 

przez erozję koryta przesuwającego się lateralnie na zakolu. Bezpośred-

ŚRODOWISKO RZECZNE 

414 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

ńio na tej powierzchni leży zwykle mniej lub bardziej ciągła warstwa 
bruku korytowego, złożona z materiału o stosunkowo najgrubszym ziar­
nie; często w warstwie tej występują liczne intraklasty mułowe. Pozosta­
ła, główna część członu dolnego zbudowana jest z reguły z materiału 

o frakcji piasku i reprezentuje osady łachy meandrowej. W profilu osa­
dów członu dolnego — traktowanego jako całość — zaznacza się gene­
ralne zmniejszanie się średnicy ziarna ku górze. W poszczególnych od­
cinkach profilu może jednak występować odwrócona gradacja ziarna 
(por. ryc. 12-16). 

Człon górny złożony jest z osadów o wyraźnie drobniejszym ziarnie 

w porównaniu ż członem dolnym. Zazwyczaj są to muły zawierające 
podrzędne wkładki piaszczyste (szczególnie w dolnej części profilu). Na 
człon górny składają się osady gromadzone podczas powodzi na po­
wierzchni platformy łach meandrowych, przede wszystkim zaś osady de­
ponowane w obrębie wałów przykorytowych, glifów krewasowych i na 
zewnętrznej równi zalewowej. Dość grube warstwy piasków (znacznie 
jednak cieńsze od osadów członu dolnego), które nieraz obserwuje się 

jako wkładki wśród mułów członu górnego, w Wielu przypadkach są 
osadami glifów krewasowych. 

Opisane dwuczłonowe sekwencje należą do grupy sekwencji zwią­

zanych z czynnikami autocyklicznymi (zob. str. 559). W przypadku śro­

dowiska rzeki meandrującej takim czynnikiem jest przede wszystkim ty­
powe dla takiej rzeki przesuwanie się zakoli. 

Rycina 12-20. 
Schemat hierarchicznego syste-
mu struktur kierunkowych w 
korycie rzeki meandrującej 

Pełne, złożone z obu członów sekwencje nie zawsze mają szanse 

trwałego zachowania się w profilu utworów aluwialnych, bowiem erozja 

związana z przesuwaniem się kolejnego lub nowo powstałego zakola po­
wodować może całkowite lub znaczne zniszczenie nagromaidzonych po­

przednio osadów. Duże szanse zachowania się dwuczłonowych sekwen­
cji istnieją wówczas, gdy skala przesuwania się zakoli jest duża, szyb-

ŚRODOWISKO RZECZNE 415 

kość migracji zakoli nieznaczna, a tempo akumulacji osadów stosunkowo 
duże. 

Procentowy udział osadów korytowych do pozakorytowych, rozpa­

trywany w skali całego przekroju aluwiów równiny formowanej przez 
rzekę meandrującą, bywa bardzo różny. Zależy to od takich czynników, 
jak: szerokość równiny, szerokość pasa meandrowego, szerokość i głę­
bokość koryta, szybkość tempa akumulacji osadów na obszarze równi 
zalewowej oraz częstotliwość, z jaką zachodzi przerzucanie koryta rzeki 
(Leeder 1978). 

Struktury kierunkowe w aluwiach rzek meandrujących, podobnie 

zresztą jak w utworach wielu innych środowisk, tworzą układ hierar­
chiczny (ryc. 12-20). Najwyższy szczebel w tej hierarchii tworzą kierun­
ki koryt, zaś niskie szczeble struktury warstwowania przekątnego, przy 

czym największy rozrzut wykazują kierunki lamin przekątnych w struk­
turach związanych genetycznie z małymi riplemarkami. Odtworzenie re­
gionalnego kierunku transportu w przypadku aluwiów rzek meandrują­
cych wymaga dużej ilości metodycznie przeprowadzonych pomiarów 

w całym szeregu odsłonięć. 

Kopalne osady aluwialne 

W świetle aktualnego stanu wiedzy na temat środowiska rzecznego, od­
różnienie kopalnych aluwiów od utworów innych środowisk sedymenta­
cyjnych jest na ogół dość łatwe. Poważniejsze trudności wyłaniają się 
natomiast przy interpretacji typu rzek. które wytworzyły badaną serię 
aluwialną. W tego rodzaju interpretacji pomocne są przede wszystkim 
takie kryteria, jak: lokalny i regionalny rozkład kierunków transportu, 
procentowy udział materiału gruboziarnistego i jego rozmieszczenie 
w osadach, kształt i lateralny zasięg w

r

yraźnych powierzchni erozyjnych, 

występowanie złożonego warstwowania przekątnego, następstwo litofa-
cji w profilu pionowym. 

Obecność kopalnych osadów rzecznych stwierdzono w wielu seriach skalnych róż­

nego wieku, począwszy od prekambryjskich. Osady o takiej genezie zostały dobrze udo­
kumentowane m.in. w oldredzie  W i e l k i e j Brytanii (J. R. L. Allen 1962, 1964b, 1965b) 
i Spitsbergenu (Moody-Stuart 1966), w dewonie zachodniej Kanady (Cant & Walker 

1976), sylurze Apalachów (Smith 1970) i górnej kredzie Mongolii (Gradziński 1970). Osa­
dy ekshumowanej współcześnie mioceńskiej łachy meandrowej opisane zostały przez 

Puidgefabregasa (1973), zaś osady glifu krewasowego, które pogrzebały las kalamitowy, 
przez Brzyskiego, Gradzińskiego i Krzanowską (1974) z górnośląskiej serii produktywnej. 
W jurajskiej formacji Morrison w  N o w y m Meksyku udokumentowano obecność szere­

gu nałożonych na siebie kopalnych, wielkich koryt rzecznych (Campbell 1976). Dobrym 
przykładem rekonstrukcji szeregu odmiennych, fluwialnych środowisk sedymentacyjnych 
jest praca Gallowaya (1981) dotycząca kenozoicznych osadów południowego Teksasu. 

416 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Ś R O D O W I S K O  E O L I C Z N E 

Powstawanie dużych nagromadzeń osadów eolicznych uzależnione jest 
przede wszystkim od istnienia obfitego źródła materiału klastycznego, 
który ulega deflacji, jak i od warunków panujących na obszarze depo­
zycji. Deflacji ulegają jedynie luźne utwory o odpowiednio małym ziar­
nie; istotną rolę odgrywa przy tym braku ochronnego płaszcza szaty 
roślinnej. Podczas transportu eolicznego (zob. rozdz. 2) następuje oddzie­
lenie frakcji piaszczystej od unoszonych w suspensji frakcji drobniej-
szych. Te ostatnie nierzadko składane są daleko od miejsca wywiewania. 

Piasek natomiast gromadzony jest na ogół w pobliżu strely deflacji i na­
stępnie wielokrotnie przesypywany przez wiatr. Regionalne zróżnicowa­
nie obszarów akumulacji eolicznych piasków i pyłów uzasadnia oddziel­
ne potraktowanie ich w tym rozdziale. 

Obszarami akumulacji piasków eolicznych są przede wszystkim pu­

stynie piaszczyste. Rozległe pustynie tego typu (nazywane najczęściej 

ŚRODOWISKO EOLICZNE 417 

ergami) zgrupowane są współcześnie w strefach między 20 a 30 równo­
leżnikiem, na obszarach ubogich w opady. Ergi zajmują zwykle obniże­
nia i są otoczone przez równie pustynne, rozległe obszary o kamieni­

stym podłożu, które ulega intensywnemu wietrzeniu mechanicznemu. 
W przemieszczaniu produktów wietrzenia poważną rolę, oprócz wiatru, 
odgrywają okresowe rzeki i strumienie, których działalność powoduje 
wstępną koncentrację luźnego materiału klastycznego na obrzeżeniu pu­
styń piaszczystych (ryc. 12-21). 

Nagromadzenia piasków eolicznych występują także wzdłuż plaż 

morskich i jeziornych w postaci pasów wydm nabrzeżnych. Istotne zna­
czenie w ich powstawaniu ma obfitość piasku na plaży, natomiast pod­

rzędną rolę odgrywają warunki klimatyczne. Dlatego też wydmy nad­

brzeżne rozwijają się w różnych strefach klimatycznych, zarówno su­
chych, jak i wilgotnych. 

Podrzędne nagromadzenia piasków eolicznych akumulowane są na 

różnych, ubogich w roślinność obszarach lądowych, głównie w strefie 

pokryw fluwioglacjalnych i piaszczystych równin aluwialnych. 

Skład mineralny i tekstury piasków eolicznych 

Podczas transportu eolicznego piasek stosunkowo szybko podlega sorto­
waniu, nieco wolniej (choć w przypadku ziarn kwarcu 100—1000 razy 
szybciej niż w ośrodku wodnym) abrazji; transport powoduje również 
selekcję minerałów związaną z rozdrabnianiem i usuwaniem ziarn mine­
rałów mało odpornych mechanicznie (przede wszystkim silnie łupliwych). 
Piaski eoliczne są najczęściej kwarcowe, niekiedy arkozowe, a bywają 
także wapienne i gipsowe. Są one przeważnie dobrze wysortowane i mają 
zwykle unimodalny rozkład uziarnienia z dominacją ziarn 0,2—0,45 mm. 
Dość często jednak wysortowanie jest umiarkowane. Piaski eoliczne ce­

chuje na ogół asymetria rozkładu uziarnienia z przesunięciem w stronę 
ziarn grubszych. Ziarna piasków przerabianych długo przez wiatr są 
dobrze obtoczone. Większość ziarn kwarcu ma powierzchnię matową 
i często wyraźnie podziurkowaną; zdaniem Kuenena i Perdocka (1962) 
jest to głównie wynikiem nadtrawienia powierzchni ziarn przez pustyn­
ną rosę. Powierzchnie ziarn kwarcu obserwowane przy użyciu mikrosko­
pu elektronowego wykazują charakterystyczne cechy rzeźby, będące 
v/ynikiem abrazji ziarna oraz rozpuszczania i wytrącania się krzemionki. 

Formy akumulacji piasków 

Działalność wiatru prowadzi do powstawania trzech głównych kategorii 
form: riplemarków, wydm i draasów (l.p. draa, nazwa arabska). Różnią 

27 Zarys sedymentologii 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

0,01 0,04 0,16 0,64 2,56 10 40 160 640 2560. M 

R O Z  S T E P 

Rycina 12-22. Zależność między uziarnieniem a rozstępem riplemarków eolicznych, 
wydm i drąasów (według: I. G. Wilsona 1972) 

się one między sobą rozmiarami i rozstępem (ryc. 12-22) i tworzą  z w y k l e 

układ hierarchiczny: riplemarki rozwijają się na powierzchni wydm, a te 
z kolei na powierzchni draasów. Bywa też, że mniejsze wydmy wystę­
pują na powierzchni wydm większych. Szybkość migracji tych form jest 
odwrotnie proporcjonalna do ich rozmiarów. W przypadku riplemarków 
jest ona przeważnie rzędu centymetrów na minutę,  w y d m — rzędu me­
trów lub nawet dziesiątków metrów na rok, zaś przesuwanie się draasów 
szacowane jest w skali centymetrów i decymetrów na rok. 

Oprócz wymienionych form, które powstają w warunkach swobod­

nego, wzajemnego oddziaływania wiatru i piaszczystego podłoża, istnie­
ją także wymuszone formy sedymentacji eolicznej. Są to różnej wiel­
kości i kształtu nagromadzenia piasku, których rozwój związany jest 
z obecnością rozmaitych przeszkód, takich jak ściany i bloki skalne,  k ę p y 

roślinności itp. 

Wydmy eoliczne 

Kształty wydm są bardzo zróżnicowane, ogólnie jednak wyróżnić można 
kilka głównych typów wydm, z których trzy pierwsze mają grzbiety 
zorientowane poprzecznie w stosunku do kierunku dominujących, efek­

tywnych (tj. deponujących piasek) Wiatrów (ryc.12-23). Wysokość  w y d m 

jest zwykle rzędu metrów lub niewielu dziesiątków metrów. 

Barchany mają kształt sierpa o obniżonych rogach wysuniętych 

w stronę, w którą wieją wiatry. W środkowej części  w y d m y po stronie 
zawietrznej wykształcony jest z reguły stromy stok osypiskowy. Barcha­
ny rozwijają się zazwyczaj w warunkach skąpej stosunkowo dostawy 
piasku i nierzadko występują jako  w y d m y migrujące po twardym, ka­
mienistym podłożu. Charakterystyczny kształt barchanu jest spowodo­
wany tym, że rogi wydmy wskutek mniejszej ilości' skupionego w nich 

piasku przesuwają się szybciej niż środkowa część wydmy. 

ŚRODOWISKO EOLICZNE 

419 

Rycina 12-23. 
Charakterystyczne cechy głów­

nych typów wydm (schemat) 

Wydmy paraboliczne mają w planie kształt sierpa zorientowanego 

odwrotnie niż barchan. Kształt ich jest wynikiem hamowania piasku 
w częściach brzeżnych (rogach) przez roślinność lub wskutek zawilgoce­
nia od podłoża. 

Wydmy poprzeczne mają długie, proste lub nieznacznie faliste 

grzbiety. W formie typowej rozwijają się w warunkach obfitej dostawy 
piasku i pod wpływem efektywnych wiatrów wiejących niemal wyłącz­

nie z jednego kierunku. Istnieje wiele form pośrednich między wydmami 

poprzecznymi i barchanami. 

Seify (wydmy podłużne) mają postać bardzo długich (nieraz dzie­

siątki kilometrów) wałów, które zorientowane są równolegle do kierun­
ku dominujących wiatrów. Grzbiety seifów są niemal proste lub lekko 
faliste, a niekiedy nawet kręte. Wzdłuż grzbietu rozwinięte są naprze-
mianlegle niewielkie stoki osypiskowe, niekiedy jednak ich brak. Seify 
powstają w warunkach obfitej dostawy piasku. Formowane są one dzięki 
istnieniu par wielkich układów wirowych o poziomej osi i przeciwnym 
skręcie (Glennie 1970) (por. str. 63). 

Oprócz wymienionych typów  w y d m istnieje jeszcze szereg innych, 

które łącznie określić można jako wydmy złożone. Mają one różny kształt 
(piramidalny, gwiaździsty, kopiasty) i rozwijają się pod wpływem wia-

420 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

trów wiejących z różnych kierunków. Często składają się one z kilku 
grzbietów zbiegających się dośrodkowo i mają kilka wierzchołków. 

Draasy 

Do rozpoznania draasów jako oddzielnej kategorii form eolicznych przy­
czyniła się głównie analiza zdjęć lotniczych i satelitarnych. Różnica mię­
dzy draasami a wydmami polega przede wszystkim na dużych rozmia­
rach draasów. Draasy mają postać wielkich wzniesień o wysokości dzie­

siątków i więcej metrów, pokrytych z reguły drugorzędnymi w stosun­
ku do nich wydmami. Występują one w grupach, w obrębie których 

mają podobny rozstęp (rzędu kilometrów) i wysokość. W planie mają 
wzór barchanoidalny, gwiaździsty, kopułowaty lub wydłużony (podobny 
do seifów). 

Ze względu na duże rozmiary i powolne tempo przesuwania się 

draasów, czas potrzebny do ich pełnego rozwoju szacowany jest na setki 
tysięcy, a nawet miliony lat. Uważa się, że wiele współczesnych draasów 
jest formami, które powstały w ubiegłych epokach pod wpływem bar­
dziej intensywnych niż obecnie wiatrów. Zdaniem I. G. Wilsona (1972, 

1973) draasy występują współcześnie tylko na takich pustyniach, na któ­

rych miąższość pokrywy piasków jest znaczna (rzędu wielu dziesiątków 
lub setek metrów); są one pospolite na ergach Sahary i Półwyspu Arab­
skiego, brak ich natomiast w Australii, gdzie pokrywa piaszczysta jest 

stosunkowo cienka. 

Wewnętrzne struktury wydm 

0 cechach wewnętrznych struktur osadów wydmowych decyduje głów­

nie typ wydm i zespół procesów powodujących migrację tych form. 

W przypadku wydm o grzbietach zorientowanych poprzecznie do 

dominującego kierunku efektywnych wiatrów, migracja wydmy polega 
ogólnie na przyroście kolejnych, nachylonych warstw na stoku zawietrz­
nym i postępującej erozji stoku podwietrznego. Dzięki temu główna 

masa osadów wydmy jest produktem depozycji na stoku zawietrznym. 

Depozycja na tym stoku zachodzić może na drodze różnych procesów: 
grawitacyjnego przemieszczania piasku w dół stoku, opadania ziarn, mi­
gracji riplemarków i miecenia ziarn. Charakterystykę tych procesów 
i ich związek z typami warstwowania piasków eolicznych przedstawi! 
Hunter (1977a, 1981). 

Grawitacyjne przemieszczanie zachodzi najczęściej bądź na drodze 

zsuwów (które podczas ruchu przeradzają się zwykle w lawiny sypkiego 
piasku wskutek utraty kohezji), bądź na drodze tzw. recesji skarpy (ang. 
scarp recession).

 Ten drugi proces polega na tym, że w pewnej części 

stoku powstaje inicjalna, miniaturowa skarpa, od której odrywają się 

ŚRODOWISKO EOLICZNE 

421 

sukcesywnie pojedyncze ziarna i staczają w dół, sama zaś skarpa cofa 
się w górę stoku. Oba wspomniane procesy zachodzą na stokach o na­
chyleniu zbliżonym do kąta naturalnego zsypu, w ich rezultacie powstają 

soczewkowate, zwykle dość grube laminy o stosunkowo małym (szcze­
gólnie w przypadku lawin) zasięgu przekroju bc. U podnóża stoku laminy 
te wyklinowują się i zazębiają, z laminami powstającymi dzięki innym 

procesom. 

Po zawietrznej stronie wydmy, w strefie oderwania strumienia wia­

tru, pewna część ziarn piasku znajduje się chwilowo w suspenśji i w po­
staci „deszczu piasku" opada na stok i jego podnóże. Ziarna deponowa­

ne w taki sposób na stromych partiach stoku ulegają na ogół redepozy-
cji przez grawitacyjne przemieszczenie, natomiast na słabiej nachylonym 

stoku i na jego podnóżu tworzą laminy o stosunkowo znacznym zasięgu. 

Pod wpływem efektywnego wiatru okresowo wiejącego równolegle 

do stoku wydmy, a także pod wpływem ruchu powietrza w komórce wi­

rowej formowanej podczas wiatru wiejącego skośnie do grzbietu wydmy, 
na zawietrznym stoku wydmy powstają riplemarki piaszczyste. Jeżeli 
migracja riplemarków prowadzi w sumie do przyrostu piasku, wówczas 
powstają laminy o dużym zazwyczaj zasięgu, z których każda odpowia­
da jednemu, przesuwającemu się riplemarkowi. Zdarza się, że w takich 
laminach widoczne są delikatne warstewki przekątne. Riplemarki piasz­
czyste powstawać mogą W każdej części wydmy, z wyjątkiem odcinków 
o nachyleniu bliskim kątowi naturalnego zsypu. 

Przy silnym wietrze, który uniemożliwia już tworzenie się riplemar­

ków, dochodzi do miecenia ziarn i powstawania płaskiej laminacji. 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

W osadach wydmowych występują także struktury deformacyjne 

(McKee et al. 1971;  M c K e e & Bigarella 1972). Powstają one w wyniku 

zsuwów i lawin piasku, a mają postać różnego rodzaju drobnych fałdów 
i uskoków, nasunięć, zrotowanych bloków, oraz warstw bezstrukturo-
wych. Z grawitacyjnym przemieszczeniem piasku związane, są też 
zmarszczki oraz żłobki osypiskowe. 

Struktury biogeniczne w eolicznych piaskach obszarów suchych są 

rzadkie. Stosunkowo najliczniej występują gromadne ślady korzeni, okre­
ślane jako dikaka (Glennie & Evamy 1968). Mają one postać rozwidlają­
cych się rurek, które na powierzchni skały wyróżniają się dzięki silniej­
szej cementacji. 

Obserwacje dotyczące wewnętrznej budowy dużych wydm współ­

czesnych są do tej pory nieliczne. Najwięcej danych dostarczyły badania 
McKee (1966) przeprowadzone w głębokich wykopach na obszarze pola 
wydm gipsowych White Sands w  N o w y m Meksyku (ryc. 12-24, 12-25). 

W przypadku wydm o grzbietach zorientowanych poprzecznie do kie­
runku wiatru, główna masa osadów wydmy złożona jest z grubych lub 

bardzo grubych zestawów lamin. Zestawy te (jak i laminy) nachylone są 
w stronę zawietrzną, mają kształt zbliżony do tabularnego lub klinowego 

ŚRODOWISKO EOLICZNE 423 

i często najniższej części wydmy są wygięte. Powierzchnie graniczne ze­
stawów bywają zwykle nieco mniej nachylone niż ścinane przez nie la­
miny niżejległego zestawu. Większość takich powierzchni może być 
uznana za powierzchnie reaktywacji. Zestawy rynnowe występują cał­

kowicie sporadycznie. Maksymalny kąt upadu lamin w poszczególnych 
zestawach wynosi od 25 do 34° (w wydmach nadmorskich dochodzić 
może niekiedy do 40°). Laminy w stosunku do dolnych powierzchni ze­
stawów ułożone bywają niemal równolegle lub dochodzą do nich pod 
niewielkim kątem. Z wykonanych przez  M c K e e pomiarów kierunku upa­

du lamin przekątnych wynika, że w przypadku barchanu rozrzut kierun­

ków wynosi 60°, wydm kopulastych wydłużonych poprzecznie do kie­
runku wiatru — 130—150°, a wydmy parabolicznej — 200°. Odnośnie 
wydmy poprzecznej, co do której brak danych. Wnosić można, że rozrzut 

kierunków jest najmniejszy. 

Rycina 12-26. Struktury sedymentacyjne w seifie Sahara (według: McKee & Tib-
bits, uproszczone) 

Przekrój poprzeczny do grzbietu wydmy: objaśnienia na rycinie 12.24 

Wewnętrzne struktury współczesnych seifów zbadane zostały jedy­

nie fragmentarycznie na terenie Libii (ryc. 12-26). Z profilów płytkich 
wykopów wynika, że dominuje tam warstwowanie przekątne typu klino­
wego. Laminy zapadają z reguły w stronę nachylenia stoku wydmy, 
a zestawy oddzielone są płaskimi powierzchniami granicznymi. Rozkład 
kierunków upadu laminy W całej wydmie jest wyraźnie bimodalny. 

Kopalne osady wydmowe 

Rozpoznawanie kopalnych utworów wydmowych przeprowadzane jest 

na podstawie zespołu rozmaitych cech. wśród których dużą rolę odgry­
wają struktury sedymentacyjne i szeroko pojęta geometria osądów. 

W seriach piaskowców interpretowanych jako osady wydmowe do­

minuje charakterystyczne, wielkoskalowe warstwowanie przekątne (ryc. 

424 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-27. Kopalne osady  w y d m o w e j piaskowce z Tumlina, dolny trias, kamie­

niołom Tumlin-Gród (fot. R. Gradziński) 

12-27, 12-28). Złożone jest ono, podobnie jak w wydmach współczesnych, 

z nachylonych zestawów lamin przekątnych. Maksymalne kąty upadu 
lamin przekątnych są strome i mogą osiągać wartości kąta naturalnego 
zsypu (zob. ryc. 12-28). Zdarza się jednak, że w niektórych formacjach 
dochodzą one tylko do 25—28°; tłumaczy się to erozyjnym ścięciem wyż-

Rycina 12-28. Kopalne osady  w y d m o w e , wschodnia ściana kamieniołomu Tumlin-

-Gród; dolny trias (według: Gradziński et al. 1979) 

1 — główne powierzchnie graniczne, 2 — podrzędne powierzchnie graniczne, 3 — wybrane laminy, 

4 — kierunek i kąt nachylenia lamin, 5 — wkładka ze spękaniami błotnymi, 6 — osypisko; D — 
miejsce występowania riplemarków eolicznych na nachylonej powierzchni, E — zazębienie się osa­
dów stoku wydmy z osadami podnóża wydmy, F — mikroterasy znaczące brzeg okresowego zbior­
nika wodnego z odciśniętymi na niej stopami gada 

ŚRODOWISKO EOLICZNE 425 

szych części dawnych wydm (tj. najbardziej stromych partii ich stoków), 
a także kompakcją. 

Nachylone zestawy lamin z reguły tworzą grubsze, pierwotnie mniej 

więcej poziome warstwy, o miąższości kilku metrów i stosunkowo du­
żym zasięgu lateralnym. Warstwy te oddzielone są płaskimi lub lekko 
wklęsłymi powierzchniami granicznymi o erozyjnym charakterze (ryc. 

12-28). Stokes (1968) tłumaczył powstawanie powierzchni tego rodzaju 

wpływem stopniowo podnoszącego się poziomu, wód gruntowych na ob­
szarze akumulacji; w takim przypadku okresowa deflacja na obszarach 

międzywydmowych sięgać mogła jedynie do strefy zwilżonego piasku. 
Bardziej prawdopodobna jest jednak geneza wspomnianych powierzchni 
sugerowana przez Shottona (1937) oraz przez  M c K e e i Moiolę (1975), 
zgodnie z którą powstają one w wyniku wkraczania na siebie kolejnych 
wydm lub generacji wydm. 

Broockfield (1977) wysunął koncepcję, że w przypadku występowa­

nia powierzchni granicznych trzech różnych hierarchicznie rzędów, po­
wierzchnie pierwszego rzędu (najbardziej rozległe i zbliżone do poziomu) 
związane są z migracją draasów, drugiego rzędu (nieznacznie, nachylone) 
powstają w rezultacie migracji wydm po dolnej części zawietrznego sto­

ku draa, zaś powierzchnie oddzielające zestawy lamin są powierzchnia­
mi reaktywacji, które powstały na stoku wydmy w wyniku lokalnych 
zmian kierunku i siły wiatru. Dodać jednak trzeba, że w niektórych pia­
skowcach eolicznych (T. R. Walker & Harms 1975; Gradziński et al. 

1979) analiza układu powierzchni granicznych dowodzi, że proces aku­

mulacji piasków wydmowych musiał być bardziej skomplikowany; regu­
larne nasuwanie się na siebie kolejnych wydm przerywane było od czasu 
do czasu erozją eoliczną prowadzącą do powstawania głębokich obniżeń 
deflacyjnych (ryc. 12-29). 

Jedną z cech, która może być uznana za diagnostyczną dla piasków 

wydmowych, jest występowanie długich riplemarków, które rozwinięte 

są na powierzchni warstw przekątnych i zorientowane są mniej więcej 
równolegle do kierunku ich upadu (ryc. 12-29, 12-30). Grzbiety tych ri­
plemarków z reguły są ścięte. Tłumaczy się to następująco.  A b y riple­
marki mogły się zachować, muszą być zwilżone; nim nastąpi ich zasypa­
nie lotnym piaskiem, wysychające szybciej grzbiety ulegają częściowo 
deflacji. 

Wśród kopalnych piasków wydmowych stwierdzono również wkład­

ki osadów deponowanych w obniżeniach międzywydmowych. W pias­
kowcach z Tumlina (Gradziński et al. 1979) są to głównie poziomo, pła­
sko laminowane piaski eoliczne, podrzędnie i lokalnie występują nato­
miast laminowane, piaszczysto-mułowcowe osady krótkotrwałych zbior­

ników wodnych (zob. ryc. 12-29). Z tymi osadami związane jest wystę­

powanie sieci spękań z wysychania, zwitków mułowych i riplemarków 
falowych, struktur adhezyjnych oraz śladów miniaturowych tarasów 

426 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-29 
Idealizowany blokdiagram ilu­
strujący geometrię piaskowców 
z Tumlina; dolny trias (według: 
Gradziński et al. 1979) 

MB — główne powierzchnie granicz­

ne, AB — podrzędne powierzchnie 

graniczne (powierzchnie reaktywacji), 

SC — nieckowate zakończenie głów­

nej powierzchni granicznej, AER — 

riplemarki eoliczne, WR — riplemarki 

falowe, MC — spękania błotne, 

WLT — mikroterasy, SS — soczewki 

bezstrukturowych piaskowców 

związanych z opadaniem poziomu wody. Lokalne, soczewkowate wkładki 
bezstrukturowych piaskowców, które występują w tej formacji wśród 
osadów obniżeń międzywydmowych, interpretowane są jako utwory 
powstałe dzięki spływom przesyconych wodą mas piasku. Przykłady za­
zębiania się piasków wydmowych z osadami okresowych jeziorek opisa-

Rycina 12-30. Riplemarki eoliczne o ściętych grzbietach, zorientowane równoległe 
do kierunku nachylenia powierzchni; pierwotny kąt nachylenia tej powierzchni 

wynosił około 15°; długość ołówka widocznego w prawej, górnej części zdjęcia 
wynosi 18 cm; piaskowce z Tumlina, dolny trias, kamieniołom Sosnowica (fot. 

R. Gradziński) 

ŚRODOWISKO EOLICZNE 427 

ne zostały także przez Gradzińskiego i Jerzykiewicza (1974a) z utworów 
górnej kredy Kotliny Nemegt w Mongolii. Charakterystykę cech sedy­
mentacyjnych osadów deponowanych w różnych obniżeniach między-

wydmowych (suchych, wilgotnych i ewaporatowych) podali Ahlbrandt 

i Fryberger (1981). 

Przestrzenny układ warstw w piaskowcach eolicznych, a przede 

wszystkim rozkład kierunków warstwowania przekątnego, pozwala na 

interpretację typu dawnych wydm (ryc. 12-31). Rozkład unimodalny 

przypisywany jest barchanom, wydmom poprzecznym lub do nich po-

dobnym, natomiast wyraźnie bimodalny rozkład wiązany jest z depozycją 

w obrębie seifów (zob.  r y c 12-26). 

Pomiary kierunków warstwowania przekątnego w paleozoicznych i mezozoicznych 

piaskowcach, interpretowanych jako osady wydmowe, zastosowane zostały do rekon­

strukcji systemów paleowiatrów i do określenia na tej podstawie dawnych stref passa­

tów (Opdyke & Runcorn 1960). 

Formacje piaskowców o cechach osadów wydmowych, zawierające także wkładki 

osadów o innej genezie, znane są z różnych obszarów i epok. Stosunkowo najwięcej 

zostało ich rozpoznanych w zachodniej części Stanów Zjednoczonych (Stokes 1961; Steki-

man 1974; T. R. Walker & Harms 1972)i m.in. występują tam wczesnojurajskie  p i a s k o w -

ce Navajo, których miąższość dochodzi do 470 m, a obszar występowania oceniany jest 
na 520  k m . W południowej Brazylii i krajach sąsiednich dolnotriasowe piaskowce Botu-
catu, złożone głównie z osadów wydmowych, zajmują obszar szacowany na 1 500 000 km 

i mają do 300 m miąższości. Pustynne osady wydmowe zostały także opisane z permu 

W y s p Brytyjskich i Morza Północnego (Shotton 1937; D. B. Thompson 1969; Glennie 

1972). W Polsce piaskowce eoliczne rozpoznane zostały w rdzeniach wiertniczych, 

w utworach dolnego permu na terenie monokliny przedsudeckiej (Nemec &-Porębski 

1977). Dolnotriasowe piaskowce z Tumlina, odsłaniające się na powierzchni na północno-

-zachodnim obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich, uznane zostały za osady pola wydm, które 
rozwinięte było w osi strefy maksymalnej subsydencji bruzdy duńsko-polskiej (Gradziń­
ski et al. 1979). 

< * 

428 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Formacje omawianego typu są z reguły nadzwyczaj ubogie w ska­

mieniałości. Stosunkowo najliczniej występują w nich skamieniałości śla­

dowe, z których najczęściej wymieniane są tropy gadów. W niektórych 

formacjach znajdowane są szczątki kręgowców; najbogatsza pod tym 
względem jest górnokredowa formacja Barun Goyot w południowej Mon­
golii (Gradziński & Jerzykiewicz 1974b), 

Osady obszarów pustynnych 

Zespół osadów typowy dla większości pustyń składa się z utworów aluwialnych, pia­

sków eolicznych oraz z utworów okresowych zbiorników wodnych. Ich wzajemne sto­
sunki ilościowe i przestrzenne są różne, przeważnie jednak osady aluwiałne, gromadzo­
ne głównie w obrębie stożków napływowych, zajmują strefy peryferyczne, natomiast 
pozostałe osady dominują w środkowej części pustynnych kotlin (ryc. 12—32). 

Rycina 12-32. 

Idealizowany profil osadów pustyniowych w 

centralnej części bezodpływowej kotliny 

Jeżeli osady rzeczne składają się z materiału piaszczysto-pylastego z domieszką 

żwiru, to wskutek deflacji powstaje na ich powierzchni bruk deflacyjny. Tworzące go 

fragmenty skalne ulegają intensywnej abrazji eolicznej; ich powierzchnia zostaje wypo­
lerowana i przeważnie pokryta drobnymi zagłębieniami (Whitney & Dietrich 1973). Nie­
które otoczaki przybierają wówczas kształt wielograńców. W warunkach ciepłych pu­
styń, odsłonięte części otoczaków bruku deflacyjnego pokrywają się polewą pustynną. 

ŚRODOWISKO EOLICZNE 429 

W ogólnej masie żwirów występujących w osadach pustynnych ilość otoczaków noszą­
cych ślady abrazji eolicznej jest niewielka. 

Najniższe części bezodpływowych kotlin pustynnych zajęte są często przez słone 

jeziora, mniej lub bardziej krótkotrwałe (por. rozdz. 7).  W i e l e obniżeń zalewanych jest 

przez wodę tylko bezpośrednio po sporadycznych, dużych ulewach; normalnie takie 
tereny mają postać płaskich powierzchni o mułowym podłożu, często zawierającym kry­
ształy soli i gipsu. W Ameryce tereny tego typu nazywane są playa (hiszp. playa), na 
innych obszarach pustynnych noszą różne nazwy (np. fakyr, sebha). Ich klastyczne osa­
dy są zwykle faliście lub płasko laminowane i często wykazują obecność struktur defor-
macyjnych związanych ze wzrostem kryształów soli. Pospolite są także ślady wysycha­
nia, przy czym głębokość szczelin dochodzić może nawet do 5 m, a szerokość do 1 m. 

Pyły eoliczne 

Pyły przenoszone są przez wiatr często na znaczną odległość. Duża część 

tak transportowanego materiału po opadnięciu na powierzchnię morza 

lub lądu zostaje włączona do osadów różnych środowisk sedymentacyj­
nych. Zwarte i grube pokrywy pyłów eolicznych powstają jedynie tam, 
gdzie depozycja pyłu jest intensywna, a deponowany osad nie ulega 
niszczącemu działaniu wód opadowych. 

Less jest najbardziej pospolitym osadem powstałym na drodze eolicz­

nej depozycji pyłów. Składa się on głównie z ziarn kwarcu o średnicy 
rzadko mniejszej od 0,02 mm, a większej od 0,05 mm. Cechuje go dobre 
lub bardzo dobre wysortowanie, czym na ogół różni się od pylastych 
osadów składanych w wodzie, zwykle gorzej wysortowanych. Lessy 
z reguły pozbawione są struktur depozycyjnych, nierzadkie są w nich 

natomiast poziomy gleb kopalnych, częste są także drobne ślady łodyg 

traw oraz skorupy lądowych ślimaków. 

Materiał tworzący lessy pochodzi bądź z obszarów peryglacjalnych 

bądź z obszarów pustynnych położonych w innych strefach klimatycz­
nych. Lodowcowa dezintegracja skał, przede wszystkim metamorficz­
nych, powoduje powstawanie dużej ilości ziarn kwarcu o średnicy cha­
rakterystycznej dla lessu. Wyjaśnienie mechanizmu powstawania takich 

ziarn na drodze abrazji eolicznej (Smalley & Vita Finzi 1968) jest trud­
niejsze do wyjaśnienia, pozostaje bowiem w sprzeczności z wynikami 
eksperymentów Kuenena (1960a), który wykazał, że ten proces nie do­
starcza ziarn o wspomnianej średnicy. Faktem jest jednak, że niektóre 

współcześnie tworzące się lessy (np. w Izraelu, Ginsbourg & Yaalon 1966) 

składają się z materiału wywiewanego z pustyń strefy ciepłej. Najpraw­
dopodobniej odnosi się to również do holoceńskich lessów Centralnej 
i Wschodniej Azji. 

Średnia średnica ziarna lessu oraz grubość pokrywy lessowej zmniej­

sza się wraz z odległością od obszaru źródłowego. W lessach stwierdzo­
no uprzywilejowaną orientację dłuższych osi ziarn w stosunku do kie­
runku deponującego wiatru (Matalucci et al. 1969). 

430 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Stosunkowo mało uwagi poświęcono do tej pory samemu mechaniz­

mowi depozycji ziarn lessu. Cegła (1972) wykazał, że obok przyjmowa­

nego powszechnie zatrzymywania ziarn przez niewysoką roślinność typu 
stepowego, poważną rolę odgrywa nawilgocenie podłoża, związane głów­

nie z wodą kapilarną. 

Czwartorzędowe, w większej części plejstoceńskie pokrywy lessów 

zajmują współcześnie stosunkowo duże obszary, a ich miąższość wynosi 

miejscami kilkadziesiąt, a nawet więcej metrów (np. do 300 m w Chi­

nach). Osady podobne do lessu stwierdzono również w dolnym permie 

i górnym triasie w Anglii. Brak odpowiednio szerokiego zespołu kryte­
riów utrudnia wyróżnianie lessów przedczwartorzędowych, spodziewać 
się jednak można, że utwory tego typu mogą być reprezentowane wśród 
pelitycznych osadów uznawanych za aluwialne lub jeziorne. 

ŚRODOWISKO GLACJALNE 

Środowisko glacjalne jest obszarem, w obrębie którego materiał kla-

styczny, stanowiący obciążenie lodowca, deponowany jest w bezpośred­
nim kontakcie z lodem. W wyniku tego procesu powstają osady more­

nowe. Towarzyszą im przeważnie osady składające się również z mate­
riału pochodzenia lodowcowego, lecz przemieszczonego przez wodę 

powstałą z topnienia lodu. Takie osady odgrywają podrzędną rolę na ob­
szarze zajętym przez lodowiec, głównie zaś akumulowane są na jego 
przedpolu, w strefie proglacjalnej, jako osady fluwioglacjalne i limno-
glacjalne. Osady pochodzenia lodowcowego powstają nie tylko na po­
wierzchni lądu; wkraczanie lodowców do morza umożliwia depozycję 
poniżej jego poziomu utworów morenowych oraz różnego rodzaju osa­

dów talasoglacjalnych (morsko-lodowcowych); uzasadnione jest zatem 
wyróżnianie morskiej strefy proglacjalnej. 

Środowisko glacjalne związane jest z obszarami o chłodnym klima­

cie, na których panują warunki umożliwiające powstawanie lodowców. 
Wielkie zlodowacenie, podczas których środowisko glacjalne obejmo­
wało duże obszary, były w dziejach Ziemi zjawiskiem wyjątkowym i na 
ogół krótkotrwałym w skali czasu geologicznego. Współcześnie około 

15 mln km

2

 pokrytych jest lodem lodowcowym, w czego większa część 

przypada na dwa duże lądolody: antarktyczny i grenlandzki. Ponad trzy­

krotnie większy obszar objęty był zlodowaceniami plejstoceńskimi. Ba­
dania procesów przebiegających współcześnie oraz efektów zlodowaceń 
plejstoceńskich doprowadziły do stosunkowo dobrego poznania procesów 
zachodzących w środowisku glacjalnym i proglacjalnym. Wyniki tych 
badań dostarczyły także przesłanek, które umożliwiają stwierdzenie 
istnienia zlodowaceń w starszych epokach geologicznych i pozwalają na 
wyróżnianie kopalnych osadów z nimi związanych. 

ŚRODOWISKO GLACJALNE 

Ruch i stan termiczny lodowców 

Na ruch lodowca składa się szereg mechanizmów. Jednym z nich jest 
płynięcie plastyczne. Zachodzi ono dzięki przesunięciom poszczególnych 

ziarn względem siebie oraz na drodze deformacji samych ziarn (kryszta­
łów) lodu. Lód jest ciałem lepko-sprężystym i płynie dopiero pod działa­
niem naprężenia ścinającego wyższego od progowej wartości odkształ­
ceń sprężystych. Zdolność lodu do deformacji plastycznych wzrasta wraz 
z temperaturą i jest szczególnie duża w pobliżu punktu topnienia. Pły­
nący plastycznie lód zachowuje się jak płyn nienewtonowski. Ze wzglę­
du na dużą lepkość lodu ruch płynącego lodu jest laminarny. 

Rycina 12-33. Rozkład prędkości i naprężenia ścinającego w przekroju poprzecz­

nym lodowca (według:  N y e 1965) 

Drugim ważnym mechanizmem są poślizgi mas lodu wzdłuż płasz­

czyzn ścinania. Zróżnicowana prędkość, płynięcia lodowca powoduje 
powstawanie naprężeń ścinających (ryc. 12-33), w wyniku czego powsta­
ją płaszczyzny ścinania. W przekroju podłużnym (ryc. 12-34), na odcin­

kach o rosnącym nachyleniu podłoża, przemieszczenia lodu wzdłuż tych 

płaszczyzn mają charakter tensjonalny (grawitacyjny), a na odcinkach 
o malejącym nachyleniu podłoża — kompresyjny. 

Lodowiec może ponadto ślizgać się po swym podłożu. Najprawdo­

podobniej ruch taki wybitnie ułatwia istnienie przy samej podstawie lo­
dowca przesyconej wodą warstewki regelacyjnej. Stwierdzono jednak, 
że lodowiec może się również ślizgać w warunkach całkowitego braku 
wody w pobliżu swej podstawy. 

Z punktu widzenia panujących we wnętrzu lodowca stosunków ter­

micznych wyróżnia się dwa typy lodowców: zimny i ciepły (ryc. 12-35). 
Lód w całym profilu lodowca zimnego ma temperaturę uniemożliwiającą 
jego topnienie. Wskutek tego podstawą lodowca pozbawiona jest wody. 

432 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-34. 
Naprężenie ścinające w prze­
kroju podłużnym lodowca 
(według:  N y e 1952, zmienione) 

K — płynięcie kompresyjne, T — pły­
nięcie tensyjne 

Taki typ nazywany jest lodowcem o suchej podstawie (ang. dry-based 

glacier).

 Lód w dolnej części lodowca tego typu może być przymarznię-

ty do podłoża. Lodowce zimne są ochładzane od powierzchni i z reguły 
wykazują znaczny gradient termiczny. Rozkład temperatur w lodowcu 
ciepłym umożliwia topnienie lodu w pobliżu podstawy lodowca; jest to 
lodowiec o mokrej podstawie (ang. wet-based glacier). 

Rycina 12-35. 
Stan termiczny lodowca ciepłe­

go i zimnego 

POD PODSTA-

- WĄ LODOWCA 

Rycina 12-36. Rozkład temperatur w lodowcu kontynentalnym: przejście od wa­
runków lodowca zimnego do ciepłego (według: Hooke 1977, zmienione) 

ŚRODOWISKO GLACJALNE 

Procesy sedymentacyjne w środowisku glacjalnym 

Materiał klastyczny, który transportowany jest przez lodowiec (tj. obcią­
żenie lodowca), reprezentowany jest przede wszystkim przez produkty 
erozji lodowcowej; częściowo jest on także dostarczany na powierzchnię 

lodowca wskutek ruchów masowych, nawiania i namycia. Aktywne 
niszczenie podłoża przez lodowiec odbywa się przede wszystkim na dro­

dze detrakcji, tj. wyrywania okruchów bardzo różnych rozmiarów, a tak­

że przez kruszenie i abrazję, czego narzędziem jest materiał wleczony 

w lodzie. W lodowcu ciepłym detrakcję ułatwiają lokalne zmiany ciśnie­
nia przy podstawie lodowca powodujące topnienie i zamarzanie wody. 
W lodowcach chłodnych możliwe jest włączanie do lodowca dużych par­

tii przemarzniętego podłoża; plastyczne płynięcie w dolnych partiach lo­
dowca może następnie powodować rozdrobnienie pierwotnie słabo skon­

solidowanych lub silnie spękanych skał. 

Fizyczne cechy lodu pozwalają na transportowanie przez lodowiec 

okruchów o skrajnie zróżnicowanej wielkości. Produkty erozji zostają 
włączone do lodowca i tworzą w nim nieciągłe warstwy o różnej gru­
bości i o różnej koncentracji materiału klastycznego. Współczesne obser­
wacje pozwalają wnosić, że lodowce ciepłe mają przy podstawie tylko 
stosunkowo cienką warstwę bogatą w materiał klastyczny, natomiast 
w zimnych lodowcach obszarów polarnych strefa bogata w taki materiał 
osiąga miąższość rzędu kilkunastu lub kilkudziesięciu metrów. W przy­
padku lodowców dolinnych strefy koncentracji materiału klastycznego 
występują także wzdłuż brzegów łożyska lodowca, a także wzdłuż linii 

połączenia dwóch lodowców. 

Transport materiału klastycznego w lodzie zachodzi także poza gra­

nicami zasięgu lodowca, za pośrednictwem pływających gór lodowych; 
taki sposób transportu określany jest jako spławianie lodowe. Dzięki 
dużym górom lodowym materiał pochodzenia lodowcowego docierać 

może nawet na odległość kilku tysięcy kilometrów od granicy lodowca 
kontynentalnego. 

28 Zarys sedymentologii 

434 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Uwalnianie materiału niesionego w lodowcu zachodzi głównie 

w dwóch strefach: dennej (subglacjalnej) i powierzchniowej (supragla-

cjalnej), które z reguły łączą się ze sobą w czołowej części lodowca (ryc. 

12-37). Uwalnianie wewnątrz ciała lodowca (w strefie englacjalnej) od­

grywa rolę podrzędną. 

Pod podstawą lodowca zachodzi akumulacja dennego osadu moreno­

wego. Na przebieg tego procesu wpływa ciśnienie nadległej masy lodu, 
obecność wody, rzeźba podłoża i cechy niesionego materiału. Mecha­
nizm depozycji w strefie subglacjalnej nie jest jeszcze całkowicie pozna­
ny. Ogólnie przyjmuje się, że depozycja następuje tutaj wskutek przy­
wierania niesionego w lodzie materiału do podłoża (ang. lodgement), 

przy czym ciśnienie nadległego lodu sprzyja silnej syndepozycyjnej kom-

pakcji. Zapewne w tej strefie mogą przywierać całe pakiety spojone 
jeszcze lodem, wskutek czego możliwe jest zachowanie w osadzie orien­

tacji okruchów uzyskanej podczas ruchu lodowca. Eksperymentalnie 

stwierdzono (Boulton 1979), że ruchowi lodowca towarzyszy ruch osadu 
złożonego już pod jego dnem; najprawdopodobniej ten proces głównie 
powoduje orientację okruchów w dennych osadach morenowych. 

Topnienie w strefie supraglacjalnej, przeważnie określane jako 

a b l a c j a (w wąskim znaczeniu tego terminu) prowadzi do gromadzenia się 

MATERIAŁ NA 

ŚRODOWISKO GLACJALNE 435 

na powierzchni lodowca pokrywy wytopionego materiału klastycznego. 
Pokrywa ta przesuwa się wraz z lodowcem i trwała depozycja tworzące­
go ją osadu następuje dopiero po stopnieniu podścielającego lodu. Osady 
powstające w tej strefie ulegają przemywaniu przez wodę, która częś­

ciowo usuwa z nich ziarna frakcji drobniejszych. Osady te są także szcze­

gólnie narażone na przemieszczanie przez ruchy masowe. 

Całkowite topnienie lodowca, które zachodzi na jego czole, powo­

duje wyzwalanie z lodu całego materiału donoszonego tutaj przez lodo­

wiec (ryc. 12-38). Depozycja w tej strefie określana bywa ogólnie jako 
zrzucanie (ang. dumping). Gromadzone osady bywają przemywane i pod­
legają nierzadko ruchom masowym. 

Bezpośredniej depozycji glacjalnej, której rezultatem są osady mo­

renowe, towarzyszy często depozycja w ośrodku wodnym. Zachodzi ona 

w systemie strumieni i rzek lodowcowych oraz w zasilanych przez nie 

jeziorach. Niejednokrotnie woda przepływa tunelami, które rozwinięte 
są w lodowcu lub przy jego podstawie, a na pewnych odcinkach prze­
pływ odbywa się pod ciśnieniem hydrostatycznym. Cechą charaktery­

styczną śródłodowcowej i proglacjalnej sieci rzecznej są ogromne waha­
nia przepływu, zarówno dobowe, jak i roczne. Ną przedpolu lodowca 

zdarzają się też katastrofalne powodzie. Wywołuje je nagłe spływanie 

wód ze śródlodowcowych i przylodowcowych jezior, spowodowane przez 
nagłe przerwanie barier lodowych zamykających także jeziora. 

Osady morenowe, rzeczne i jeziorne, które gromadzone są w bocz­

nym kontakcie z lodem lub na lodzie lodowca, po jego stopnieniu z re­
guły ulegają deformacjom (ryc. 12-39). Nietrwała równowaga oraz silne 

\ 

STRUMIElł STRUMIEŃ 

JEZIORO 

4 -

Rycina 12-39. Powstawanie osadów wodno-lodowcowych w kontakcie z lodowcem 

(według: Flint 1971, zmienione) 

28' 

436 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

przesycenie wodą stwarzają warunki szczególnie sprzyjające przemiesz­
czaniu osadów przez ruchy masowe różnego typu oraz powstawaniu de­
formacji związanych z niestatecznym warstwowaniem gęstościowym. 

Takie deformacje oraz struktury kriogeniczne są pospolite w całej stre­
fie peryglacjalnej, tj. strefie oddziaływania chłodnego klimatu na pery­
feriach lodowców, a przede wszystkim lądolodu. 

Formy akumulacyjne 

Akumulacja osadów morenowych prowadzi do powstawania form aku­

mulacyjnych nazywanych morenami, których rzeźba ujawnia się w peł­

ni po całkowitej deglacjacji obszaru. Lodowce typu dolinnego i im po­
krewne tworzą najbardziej zróżnicowane zespoły moren, w których re­
prezentowane są: morena czołowa, moreny boczne, morena denna, a nie­
rzadko także moreny środkowe. 

Powstawanie wałów moren czołowych zachodzi przede wszystkim 

w okresach stagnacji zasięgu czoła lodowca. Wycofywanie się lodowca 
powoduje skomplikowanie procesów akumulacji osadów morenowych. 
W przypadku, gdy topnienie lodowca przy jego czole zachodzi nie fron­
talnie, lecz arealnie, w końcowej części lodowca odizolowane zostają 
płaty martwego lodu; pokryte są one grubym płaszczem wytopionego 
na powierzchni materiału skalnego. Stopniowe i nierównomierne topnie­
nie martwego lodu daje w rezultacie pokrywę morenową o wybitnie nie­
równej rzeźbie, z licznymi, często bezodpływowymi zagłębieniami.  M o ­
reny czołowe mają niekiedy charakter moren spiętrzonych, które zbu­

dowane są zarówno z osadów pochodzenia lodowcowego, jak i z utwo­
rów podłoża, odkłutych, przesuniętych i sfałdowanych w wyniku proce­
sów glacitektonicznych. 

Miąższość pokrywy osadów moren dennych jest zazwyczaj niewiel­

ka w porównaniu z zajmowaną przez nie powierzchnią; na obszarach 
pokrytych przez plejstoceńskie lądolody w Europie i Ameryce Północnej 
wynosi ona na ogół kilkanaście do kilkudziesięciu metrów. Niektóre for­

my rzeźby moreny dennej powstają jeszcze podczas ruchu lodowca. Na­

leżą do nich poprzeczne grzbiety oraz wydłużone w kierunku ruchu lo­
dowca płytkie zagłębienia, a także pagóry drumlinów i form drumlino-
idalnych. 

Po stopnieniu lodowca ujawniają się na zaiętym przez niego obsza­

rze również formy akumulacyjne utworzone przez wody pochodzenia lo­
dowcowego (ryc. 12-39). Do najbardziej typowych spośród nich należą 
ozy i kemy. 

W strefie proglacjalnej akumulacyjna działalność wód wypływają­

cych z lodowca prowadzi do powstawania rozległych sandrów — form 
pokrewnych stożkom napływowym, oraz pokryw złożonych z osadów 

fluwioglacjalnych i limnoglacjalnych. 

ŚRODOWISKO GLACJALNE 

Klasyfikacja i cechy osadów -

Wśród osadów związanych ze środowiskiem glacjalnym wyróżniają się 
dwie główne grupy: osady morenowe (ang. till) i osady warstwowane 

Tabela 12-F. Klasyfikacja osadów morenowych 

(ang. stratified diift), deponowane w ośrodku wodnym, tj. przez rzeki, 

w jeziorach i w morzu. 

Osady morenowe 

Zaproponowany przez Boultona (1972) podział osadów morenowych 
przedstawiony jest w tabeli 12-1. W zależności od miejsca powstawania 

osadu wyróżniane są osady podlodowcowe i nadlodowcowe, zaś pod 
względem genezy wydzielane są trzy typy osadów: 

— denny osad morenowy, gromadzony pod podstawą aktywnego lo­

dowca i podlegający deformacjom spowodowanym siłami wywieranymi 
przez przesuwający się lodowiec; 

— wytopiskowy osad morenowy, uwalniany powoli z lodu bądź na 

powierzchni lodowca, bądź pod podstawą stagnującego lodu; zachowane 
są w nim niektóre cechy materiału zawartego Wewnątrz lodowca, m.in. 
orientacja klastów; 

— spływowy osad morenowy, który składa się z materiału uwolnio­

nego z lodu na powierzchni lodowca i przemieszczonego następnie 

w wyniku subaeralnych spływów osadu. 

Osady morenowe składają się z produktów mechanicznego rozdrob­

nienia skał. Reprezentowany jest w nich zarówno materiał pochodzący 
z niedalekiego sąsiedztwa miejsca depozycji, jak i eratyczny — dostar­
czony z odległych obszarów źródłowych, procentowy udział materiału 
eratycznego w osadach morenowych może być bardzo różny. 

Wśród eratyków o frakcji żwiru dominują skały o większej odpor­

ności mechanicznej (granity i inne skały plutoniczne, gnejsy, kwarcyty, 

438 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

a także zwięzłe wapienie, dolomity itp.), czego powodem jest selekcja 

zachodząca podczas transportu lodowcowego.  W p ł y w tego rodzaju se­
lekcji zaznacza się także w składzie frakcji piaszczystej, natomiast frak­

cje drobniejsze są na ogół złożone z minerałów o rozmaitej odporności. 

W przypadku niektórych eratyków możliwe jest ścisłe określenie 

miejsca występowania ich skał macierzystych. Takie eratyki znajdują 
zastosowanie jako wskaźniki drogi przesuwania się lodowców. Metoda 
tego rodzaju znajduje szerokie zastosowanie do badań kierunków trans­
gresji lądolodów plejstoceńskich. 

Rycina 12-40. Wysortowanie i przeciętna średnica ziarna osadów morenowych 
i warstwowanych osadów pochodzenia lodowcowego (według: Landim & Frakes 

1968) 

1 — osady morenowe, 2 — warstwowane osady pochodzenia lodowcowego . 

Osady morenowe są z reguły źle lub nadzwyczaj źle wysortowarie, 

a wartości współczynnika ich wysortowania (σ

r

) zawarte

 są zwykle 

w granicach 3—5 (ryc. 12-40). Procentowy udział poszczególnych frakcji 
bywa bardzo różny; w skrajnych przypadkach 99% osadu stanowić mogą 
frakcje grube lub drobne. Zależy to w znacznym stopniu od rodzaju skał 
macierzystych (Dreimanis & Vagners 1970) oraz od długości drogi trans­

portu; wraz z odległością od obszaru źródłowego zmniejsza się średnica 
i procentowy udział pochodzących z tego obszaru żwirów (G. Gillberg 

1965) (ryc. 12-41). 

Okruchy należące do grubych frakcji (żwirek—głazy) mają przeważ­

nie rozmaite kształty. Zależy to, szczególnie w przypadku skał stosun­
kowo twardych, pod warstwowania, obecności spękań i sposobu rozpadu 
skały macierzystej podczas kruszenia. Wśród otoczaków różnych skał 

najliczniej reprezentowane są formy tabularne i klinowe; te ostatnie 

ŚRODOWISKO GLACJALNE 439 

mają w przekroju zarys pięcioboczny łub trójkątny (Holmes 1969),  N i e ­

liczne otoczaki mają dobrze rozwinięte fasety, tj. płaskie ściany wytwo­

rzone w wyniku szlifowania. W osadach morenowych przeważają oto­
czaki o nieznacznym stopniu obtoczenia (0,1—0,4). Materiał dennych 
osadów morenowych jest zwykle lepiej obtoczony niż w osadach abla-
cyjnych, co jest rezultatem różnego sposobu i dróg transportu (Boulton 

1978). 

Pewna część otoczaków ma na powierzchni charakterystyczne rysy 

i żłobki (ryc. 12-42). Większość rys jest mniej więcej równoległych do 
siebie, zaś ich głębokość jest na ogół proporcjonalna do rozmiarów oto­
czaka. Duża ilość rys cechuje zwykle otoczaki skał zwięzłych i drobno­
ziarnistych, które podlegały długiemu transportowi. Rzeczny transport 
otoczaków powoduje szybkie zanikanie rys. 

W dennych osadach morenowych występuje przeważnie uprzywi­

lejowana orientacja większych otoczaków (por. str. 111). Regionalne ba­

dania tej orientacji są jedną z metod odtwarzania kierunku ruchu daw­
nych lądolodów. W innych osadach morenowych klasty wykazują dużą, 
lokalną zmienność kierunkowej orientacji, bądź też ułożone są chaotycz­
nie. 

Osady morenowe z reguły mają charakter masywny i pozbawione 

są uławicenia. Niekiedy jednak widoczne jest w nich niewyraźne warst­
wowanie. 

440 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

W kopalnych osadach interpretowanych jako morenowe stwierdzono występowa­

nie niezbyt wyraźnych warstw, widocznych dzięki różnicom w litologii tworzącego je 
osadu (Edwards 1976).  T e g o rodzaju skałę określa się jako smugowany tillit (ang. ban-
ded tillite) i przyjmuje się, że powstała ona w wyniku częściowego mieszania materiału 
niesionego przez lodowiec z osadem lokalnym, występującym pod podstawą lodowca. 

W stropie osadów morenowych obserwuje się nierzadko koncentra­

cję grubokalibrowego materiału żwirowego, będącą wynikiem procesów 
postdepozycyjnych (erozji lub deflacji). W bruku morenowym o takiej 
genezie występują niekiedy wielograńce. Postępująca erozja osadów mo­

renowych prowadzi do pozostania na miejscu tylko pojedynczych, du­
żych głazów. 

Kopalne osady morenowe należą do grupy skał określanych jako 

mikstyty (ang. mixtites). Termin ten — podobnie jak będący jego mniej 
trafnym odpowiednikiem termin diamiktyt (ang. diamictite) — ma zna­

czenie czysto opisowe i odnosi się do niewysortowanych lub źle wysor-
towanych skał klastycznych, zawierających wyraźnie większe klasty, 
i nie precyzuje ani składu mineralnego ani też genezy osadu (Schermer-
horn 1966). Wyraźne znaczenie genetyczne ma natomiast termin tillit 

(ang. tillite), którym określa się kopalny osad morenowy. 

W dotychczasowych badaniach osadów pochodzenia  l o d o w c o w e g o , a przede wszy­

stkim osadów morenowych, stosowana była powszechnie klasyfikacja o aspekcie gene­
tycznym oraz terminologia z nią związana (por. Tabela 12-1). Dopiero ostatnio opubli­
kowana została praca (Eyles et al. 1983), której autorzy postulują zastosowanie w tych 

badaniach metod sedymentologicznej analizy facjalnej, podobnie jak w przypadku utwo­
rów klastycznych deponowanych w innych środowiskach. W cytowanej pracy podane 
są zasady wyróżniania rozmaitych facji (diamiktytowych, piaszczystych i drobnoziarni­
stych) związanych ze środowiskiem glacjalnym, odpowiedni kod do oznaczania tych facji 

symbolami, a także modelowe przykłady sekwencji facji związanych z lodowcami o róż­

nym reżimie termicznym, występujących na obszarach o różnym klimacie i o różnej 

rzeźbie. Pomimo głosów krytycznych (patrz Sedimentology, 1985, v. 31, pp. 883—898), 
tego rodzaju litofacjalne podejście znajduje ostatnio coraz szersze zastosowanie. 

Warstwowane osady pochodzenia  l o d o w c o w e g o 

Osady należące do tej grupy różnią się od osadów morenowych obec­
nością stosunkowo licznych struktur sedymentacyjnych i z reguły lep­
szym, choć na ogół również słabym wysortowaniem (por. ryc. 12-14). 

Skład mineralny i zespoły okruchów skalnych są natomiast podobne; ist­
niejące różnice związane są z odseparowaniem niektórych frakcji oraz 
selekcją składników zachodzącą podczas transportu w ośrodku wodnym. 
Osady te zawierają często wkładki mikstytowe, będące zazwyczaj pro­
duktem spływów osadów morenowych. 

Osady ozów i kemów, w porównaniu z osadami strefy proglacjalnej 

danego lodowca, cechuje występowanie frakcji o większych różnicach 
w wielkości ziarna, nagłe zmiany uziarnienia, obecność licznych struk-

ŚRODOWISKO GLACJALNE 441 

tur deformacyjnych (niejednokrotnie o dużej skali), stosunkowo słabsze 

obtoczenie okruchów. Wśród struktur depozycyjnych przeważa gruba 
laminacja pozioma i warstwowanie przekątne o dużej skali. Osady ozów 
i kemów towarzyszą osadom morenowym i nierzadko zazębiają się z ni­

mi. 

Proglacjalne osady rzeczne z reguły wykazują cechy charaktery­

styczne dla aluwiów proksymalnych, żwirowych rzek roztokowych (zob. 
ryc. 12-8). Zdarza się, że zawierają one wkładki powstałe w wyniku gra­
witacyjnych spływów materiału ziarnowego. Jeziora położone na pery­
feriach obszaru zajętego przez lodowiec są szybko wypełniane osadami. 

Znaczna część tych osadów jest rytmicznie warstwowana i często repre­
zentuje typowe utwory warwowe lub do nich zbliżone (por. str. 561, zob. 

także Merta 1978). 

Morskie osady pochodzenia  l o d o w c o w e g o 

Lodowiec po przekroczeniu linii poziomu morza w dalszym ciągu wspie­
ra się na swym podłożu, aż do osiągnięcia granicy pławności. W tej 
strefie mogą powstawać normalne, denne osady morenowe, a także 

(w przypadku lodowców o mokrym dnie) osady podlodowcowych rzek, 

które płyną tunelami całkowicie wypełnionymi wodą. W miarę zbliżania 
się do granicy pławności, nacisk lodowca na gromadzone pod nim osady 

stopniowo zmniejsza się, a zwiększa się efekt składowej poziomej zwią­
zanej z ruchem lodowca. Poza granicą pławności powstają różnego typu 

osady morsko-lodowcowe, złożone w całości lub tylko w części z mate­

riału wytapianego z lodu i nierzadko zawierające szczątki organizmów 
morskich. 

Wiedza na temat procesów sedymentacji i cech osadów morsko-

lodowcowych opiera się na coraz liczniejszych danych dotyczących śro­
dowisk współczesnych (Carrey & Ahmad 1961; Anderson 1972; Hayes, 
Frakes et al. 1975; Kurtz & Anderson 1979) oraz na wynikach badań 

kopalnych osadów o tak interpretowanej genezie (Visser 1982, 1983). 

Ogólnie przyjmuje się, że warunki akumulacji oraz cechy omawia­

nych osadów zależą w znacznym stopniu od termicznego reżimu lodow­
ca wkraczającego do morza (Carrey & Ahmad 1961; Reading & Walker 

1966). W przypadku lodowca ciepłego, akumulacja dennych osadów mo­

renowych zachodzi jeszcze przed osiągnięciem granicy pławności. Inten­

sywne uwalnianie materiału klastycznego z lodu oraz dostarczanie go 
przez rzeki wypływające spod lodowca powoduje, że zaraz za granicą 
pławności powierzchnia gromadzonych osadów może być stosunkowo 
stroma, co stwarza warunki sprzyjające powstawaniu podwodnych ru­
chów masowych, grawitacyjnych spływów osadu i prądów zawiesino­

wych. Obecność słodkiej wody z topniejącego lodu może wpływać na 
charakter zespołów organizmów morskich. Pływający lodowiec jest już 

442 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

stosunkowo ubogi w materiał klastyczny, podobnie jak odrywające się 
z niego góry lodowe. 

W przypadku lodowca zimnego depozycja osadów pod podstawą lo­

dowca przed granicą pławności jest znikoma. Podobnie jest również na 
pewnym dystansie poza tą granicą, bowiem niska temperatura lodowca 
nie sprzyja wytapianiu materiału klastycznego; przeciwnie, woda mor­
ska może przymarzać do podstawy pływającego lodowca. Takie przy-
marzanie prowadzi do zwiększenia zasolenia w wodzie w sąsiedztwie lo­
dowca, co może mieć znaczenie ekologiczne. Silniejsze wytapianie roz­
poczyna się dopiero dalej i zasila materiałem klastycznym osady gro­

madzone na dnie morza. 

OTOCZAKAMI  

Rycina 12-43. Sedymentacja osadów morsko-lodowcowych w pobliżu granicy pław­

ności lodowca 

Wśród zróżnicowanych litologicznie osadów morsko-lodowcowych 

wyróżniają się dwa główne typy (ryc. 12-43). Pierwszy z nich obejmuje 
niewysortowane lub źle wysortowane osady masywne, przypominające 
osady morenowe. Osady tego typu powstają dzięki stałemu opadaniu 
w spokojnej wodzie dużych ilości materiału wytapianego z lodu; w ję­
zyku angielskim osady te określane bywają terminem aąuatill.  T y p drugi 
to osady warstwowane. Najczęściej są to różnoziarniste muły lub na-
przemianległe ułożone muły i piaski, nierzadko z domieszką żwiru (ryc. 

12-44). Cechy tych osadów wskazują powtarzające- się zmiany mecha­

nizmu depozycji. 

W osadach warstwowanych z reguły występują rozproszone, poje­

dyncze, stosunkowo duże otoczaki. Jeżeli tkwią one w osadzie lamino­
wanym, wówczas widoczne są w ich otoczeniu charakterystyczne de­

formacje (Ovenshine 1970) (ryc. 12-45). Są to ślady grzęźnięcia otoczaka 
po osiągnięciu dna. Tego rodzaju otoczaki, pochodzące z gór lodowych, 
określane w języku angielskim jako dropstones, proponuje się nazywać 

ŚRODOWISKO GLACJALNE 

Rycina 12-44. Warstwowane osady morsko-lodowcowe; formacja Polonez  C o v e , 
oligocen, King Georg Island (fot. R. Gradziński) 

zrzutkami. Występują one również w osadach jezior związanych ze śro­

dowiskiem glacjalnym. 

Rycina 12-45. 
Osady morsko-lodowcowe z oto­
czakami, które po wytopieniu 
gór lodowych opadły na dno 
i zagłębiły się w warstwowa-
nych osadach, powodując cha­
rakterystyczne ugięcia lamin 

Rozpoznawanie osadów morenowych 

Wiele z cech typowych dla osadów morenowych wykazują również 

utwory o innej genezie, akumulowane w środowiskach odmiennych od 
glacjalnego; np. słabe wysortowanie, obecność dużych głazów (niekiedy 
nawet z rysami na powierzchniach) oraz masywny charakter wykazuje 
wiele osadów utworzonych w wyniku grawitacyjnych spływów materia­
łu. Dlatego też wyróżnianie kopalnych osadów morenowych opierać się 

musi na całym zespole kryteriów (Crowell 1957; Schermerhorn 1974; 
Harland 1964). Do tych kryteriów należą przede wszystkim: 

444 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

— bardzo zróżnicowana średnica ziarna i związany z tym niski stopień wysorto-

wania, 

— różny stopień obtoczenia większych okruchów; 

— obecność rys i wyżłobień na części większych otoczaków; 

— orientacja okruchów; 
— masywny charakter osadu; 
— obecność charakterystycznej mikrorzeźby na powierzchni ziarn kwarcu; 
— ślady abrazji lodowcowej w postaci wygładzonego podłoża skalnego, a przy 

tym pokrytego rysami i wyżłobieniami; 

— szeroki zasięg badanych utworów, 

— związek z innymi osadami pospolitymi w środowisku glacjalnym lub w jego 

sąsiedztwie (np. z utworami  w a r w o w y m i ) oraz obecność w tych osadach wskaźników 

paleontologicznych, świadczących o chłodnym klimacie. 

Powszechnie przyjmuje się, że kilkakrotne występowanie w sekwen­

cji osadów morenowych przedzielonych osadami wodnolodowcowymi 
dowodzi kilkakrotnej glacjacji i deglacjacji danego obszaru. Pogląd taki 
jest słuszny jedynie w przypadku szerokiego rozprzestrzeniania jednych 
i drugich osadów. Lokalna sekwencja tego typu może być związana z jed­
norazowym cofaniem się lodowca, bowiem występujące w niej pakiety 
mikstytów mogą reprezentować spływowe osady morenowe (por. ryc. 

12-38). 

Przedczwartorzędowe osady glacjalne 

Za osady związane z przedczwartorzędowymi zlodowaceniami uznano' 
wiele utworów różnego wieku, występujących na wszystkich kontynen­
tach. Wypowiedziane opinie rzadko jednak były właściwie udokumento­
wane, szczególnie w przypadku prac opublikowanych przed połową na­

szego stulecia. Nowsze i bardziej szczegółowe badania sedymentologicz-
ne wykazały, że niektóre z domniemanych tillitów mają inną genezę. 
Przykładami takiej reinterpretacji są prace: Dotta (1961), który „tillity" 
Sąuantum (dewon lub dolny karbon) z okolic Bostonu uznał za osady 
zsuwów podmorskich i prądów zawiesinowych, oraz Schermerhorna 
i Stantona (1963), którzy w diamiktytowych, prekambryjskich utworach 

obszaru Konga i terenów przyległych rozpoznali osady spływów pod­

morskich i prądów zawiesinowych. 

Niemniej jednak istnieją przekonywujące dane, które dowodzą wy­

stępowania zespołów facji związanych ze środowiskiem glacjalnym 
w środkowym i późnym proterozoiku, dewonie i górnym karbonie. Sze­
rokie rozprzestrzenienie takich utworów w proterozoiku oraz w karbo­
nie (na obszarze Gondwany) świadczy o wielkim zasięgu ówczesnych zlo­
dowaceń i rzuca światło na problem przesuwania się kontynentów. 

Przykładem typowych i szeroko rozprzestrzenionych kopalnych osadów moreno­

wych są tillity Dwyka, których odsłonięcia w południowej Afryce są rozmieszczone na 

ŚRODOWISKO JEZIORNE 445 

obszarze około 500000 km

2

 (Du Toit 1964, Bond 1970; Visser 1982, 1983). Mają one prze­

ważnie 300—400 m, a niekiedy nawet 700 m miąższości. Leżą na podłożu, które nosi śla­
dy abrazji lodowcowej (wygładzenia i rysy); znane są stąd także barańce i formy dolin 
lodowcowych.  W i e k o w y m odpowiednikiem wspomnianych tillitów są późnopaleoozoicz-
ne osady lodowcowe basenu Parany w południowej Ameryce (Gravenor & Rocha-Campos 

1983). 

Wśród nowszych prac, w których interpretacja glacjalnego pochodzenia osadów 

oparta jest na szczegółowej analizie sedymentologicznej wymienić trzeba następujące: 

Hamilton & Krinsley (1967), Frakes & Crowell (1970), Beuf et al. (1971), Edwards (1975). 

ŚRODOWISKO JEZIORNE 

Jeziora są uprzywilejowanymi obszarami sedymentacji na powierzchni 

lądów, stanowią one bowiem pułapkę dla znacznej części donoszonego 

do nich materiału osadowego, zaś gromadzone w nich osady mają sto­

sunkowo duże szanse zachowania się w stanie kopalnym. Wiele proce­

sów sedymentacyjnych zachodzi w jeziorach w sposób podobny jak 

w morzach, choć nieraz w miniaturowej skali; istnieją także duże różni­

ce, których główną przyczyną jest izolacja poszczególnych jezior i znacz­
nie większa niż w przypadku mórz zależność od klimatu. Z sedymentolo-

gicznego punktu widzenia jeziora są ogromne zróżnicowane i ich ogólna 
charakterystyka jest bardzo trudna. 

Cechy jezior 

Do jezior należą zarówno wielkie, śródlądowe zbiorniki wodne o po­
wierzchni kilkuset tysięcy kilometrów kwadratowych, jak i małe stawki, 
zaś maksymalna głębokość poszczególnych jezior — zarówno dużych 

jak i małych — waha się od decymetrów do kilkunastu setek metrów. 
Geneza jezior jest rozmaita. Z tego punktu widzenia Hutchison (1957) 
wyróżnił 76 typów jezior, których powstanie związane jest z diastrofiz-

mem, wulkanizmem, ruchami masowymi, działalnością lodowców, rzek 
lub wiatru, rozpuszczaniem podłoża, rozwojem wybrzeży, działalnością 

organizmów, a także z uderzeniami meteorytów. W skali czasu geolo­
gicznego większość jezior jest zjawiskiem krótkotrwałym, bowiem okres 
ich istnienia mierzony jest w tysiącach lat. Większe i bardziej długo­
trwałe jeziora są przede wszystkim rezultatem ruchów epejrogenicznych 
łub deformacji tektonicznych; głównie z takimi jeziorami związane są 
grube i rozległe serie przedczwartorzędowych osadów jeziornych. 

Pod względem panujących warunków fizycznych jeziora różnią się 

od mórz brakiem pływów, małą bezwładnością cieplną i silniejszą zależ­
nością od sezonowych zmian klimatycznych. Energia falowania jest i 
w jeziorach mniejsza, fale są stosunkowa krótkie, a podstawa falowania 
leży zwykle płytko. Z wyjątkiem jezior bardzo płytkich rozkład tempe­
ratur powoduje powstawanie termicznego warstwowania wód jeziora; 
górna warstwa (epilimnium) oddzielona jest warstwą wysokiego gradien-

446 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

tu temperatury (nazywaną metalimnium lub termokliną) od warstwy dol­
nej (hypolimnium). Zmiany temperatury i będące ich konsekwencją 
zmiany gęstości wody są przyczyną głębokiej cyrkulacji i mieszania się 
wody w jeziorze. W okresach ustabilizowanego warstwowania głębsze 
wody jeziora stają się zwykle uboższe w tlen. Zwiększone zasolenie jest 
czynnikiem utrudniającym bądź uniemożliwiającym mieszanie się wód 

wywołane zmianami temperatury. Głęboka cyrkulacja termiczno-gęsto-

ściowa zależy w znacznym stopniu od strefy klimatycznej i zachodzić 
może jedynie raz lub dwa razy w ciągu roku, bądź nieregularnie i rzadko 

albo całkowicie wyjątkowo. 

Jeziora obszarów o klimacie wilgotnym przeważnie mają odpływ 

powierzchniowy i są słodkowodne, a wahania ich poziomu są nieznacz­
ne. Jeziora obszarów suchych często są bezodpływowe i zasolone, zaś 
zmiany ich poziomu (a tym samym powierzchni) oraz zasolenia bywają 
duże. Zasolenie niektórych jezior bezodpływowych jest znaczne (do 
25%), przy czym ilości poszczególnych jonów i ich wzajemne proporcje 
są różne w różnych jeziorach. Wartości pH wód jeziornych mieszczą się 

zwykle w granicach między 6 a 9, w skrajnych przypadkach dochodzić 
jednak mogą do 1,7 i 12.  W o d y większości jezior są stosunkowo bogate 
w węglany, a zawierają mało chlorków i siarczanów (por. rozdz. 7 i 8). 
W o d y niektórych jezior obfitują w związki, których brak w wodach mor­

skich. 

W jeziorach panują warunki oksydacyjne bądź redukcyjne, co za­

leży przede wszystkim od chemizmu i cyrkulacji wód i od działalności 
bakterii. Zmiany koncentracji rozpuszczonych substancji bywają duże 
i szybkie, szczególnie w płytkich, bezodpływowych jeziorach obszarów 
suchych. 

Przewietrzanie wód jeziora wywołane ruchami wody oraz zawartość 

w wodzie substancji odżywczych (związki azotu, fosforu i wapnia) decy­
duje o rozwoju organizmów i wpływa na przebieg rozkładu materii or­
ganicznej. Z tego punktu widzenia jeziora dzieli się na trzy grupy: 

— jeziora oligotroficzne;  w o d y ich są w całości bogate w tlen dzięki dobremu 

przewietrzaniu, lecz ubogie w związki azotu i fosforu, a nieraz także i w węglany, flora 
jest uboga, a fauna nieliczna; dominuje tutaj intensywne utlenianie donoszonych i auto­

chtonicznych szczątków organizmów, 

— jeziora eutroficzne; są dobrze powietrzane tylko w części przypowierzchniowej, 

lecz obfitują w substancje odżywcze; plankton rozwija się w nich bujnie, a niedobór 
tlenu w wodach przydennych sprzyja niezupełnemu rozkładowi szczątków roślinnych; 

— jeziora dystroficzne; są w całości bardzo ubogie w tlen i substancje odżywcze, 

obfitują natomiast z reguły w koloidalne związki humusowe pochodzenia allochtonicz-
nego; dominują tutaj procesy redukcyjne; jeziora należące do tej grupy są najczęściej 
małe, nierzadko płytkie i zwykle sąsiadują z bagnami. 

Biocenozy jezior słodkowodnych bywają nieraz bogate, a w sprzy­

jających warunkach rozwój organizmów jest tu bujny. Izolacja i zaso­

lenie oraz częste jego zmiany ograniczają natomiast w sposób wybitny 

ŚRODOWISKO JEZIORNE 

ilość gatunków fauny i flory. W rozmieszczeniu organizmów zasiedlają­
cych jeziora zaznacza się strefowość, związana głównie z głębokością. 

Osady jeziorne 

W jeziorach akumulowane są głównie osady klastyczne, w niektórych 

jednak poważną rolę odgrywają osady hydrogeniczne lub biogeniczne 
(zob. rozdz. 7, 8, 10). 

Materiał klastyczny dostarczany jest do jezior przede wszystkim 

przez rzeki; spłukiwanie, nawiewanie, napławianie w lodzie oraz niszcze­
nie brzegów jeziora odgrywają rolę podrzędną. Materiał grubszy, dono­
szony trakcyjnie, gromadzony jest głównie przy ujściach rzek, w obrę­
bie delt. Osady złożone z grubszego materiału deponowane są także 
wzdłuż brzegów jeziora dzięki działaniu falowania i wzbudzanych przez 

nie prądów. Procesy sedymentacji tych osadów przebiegają podobnie 
jak na wybrzeżach morskich o dominacji falowania. Wskutek mniejszej 
energii falowania formy brzegowe są w jeziorach mniejsze, a osady stre­
fy brzegowej jezior są zwykle gorzej wysortowane w porównaniu z mor­
skimi i mniej dojrzałe pod względem składu mineralnego. W większości 
jezior tylko ziarna frakcji pelitycznych unoszone są dalej od brzegu i de­
ponowane w postaci mułów i iłów. Substancje ilaste, dostarczane dp je­
zior słodkowodnych, nie ulegają szybkiej koagulacji jak w wodach za­
solonych. Wskutek tego mogą one stosunkowo długo unosić się w wo­
dzie. System prądów przenoszących zawiesinę bywa niejednokrotnie wy­
soce skomplikowany. W znacznym stopniu uzależniony jest on od wia­

trów, częściowo jednak od warstwowania termiczno-gęstościowego i od 

sposobu rozchodzenia się strumienia wody rzecznej w jeziorze (por. ryc. 

12-47). 

Idealny model rozmieszczenia osadów klastycznych w jeziorze przed­

stawia rycina 12-46. Podkreślić jednak trzeba, że w wielu jeziorach roz­
kład facji odbiega znacznie od tego modelu. 

Rycina 12-46. 
Idealny rozkład osadów klastycznych w 
basenie jeziornym 

W niektórych jeziorach różnoziarnisty materiał donoszony przez 

rzekę dociera daleko w głąb jeziora (ryc. 12-47). Zachodzi to pospolicie 
wówczas, gdy gęstość wody rzecznej (ze względu na temperaturę lub 
obfitość zawiesiny) jest większa niż przydennych wód jeziora. W takich 

warunkach strumień wody rzecznej ma postać prądu gęstościowego i pły-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-47; Mechanizmy rozprowadzania zawiesiny w głębokim jeziorze oligo-
troficznym (według: Sturm & Matter 1978) \ 

nie bezpośrednio nad dnem jeziora. Prądy takie mogą mieć cechy po­
dobne do prądów zawiesinowych, różnią się jednak od nich tym, że pły­
ną nieprzerwanie w ciągu dłuższego czasu. Prądy tego rodzaju znane są 
np. z Jeziora Genewskiego, gdzie związane z nimi osady tworzą wielki, 

podwodny stożek, podobny do stożków podmorskich (Houbolt & Jonker 

1968); znane są one także z innych jezior alpejskich (Sturm & Mat­

ter 1978). Wspomniane prądy gęstościowe są szczególnie pospolite 
w jeziorach zasilanych przez rzeki wypływające z lodowców, w in-
nych. jeziorach są głównie rezultatem dopływu wód podczas wiel­

kich powodzi. 

Powtarzające się mniej lub bardziej regularnie zmiany w dostawie 

materiału klastycznego prowadzić mogą do powstawania w jeziorach osa­
dów złożonych na przemian z warstw o grubszym i drobniejszym ziarnie. 
Przykładem takich osadów są utwory warwowe, typowe dla jezior stre­
fy proglacjalnej. 

Panujące w jeziorach warunki depozycji materiału drobnoziarniste­

go sprzyjają powstawaniu poziomej, ciągłej laminacji. Spotykane często 
ciemne zabarwienie jeziornych osadów pelitycznych jest związane bądź 
z obecnością produktów rozkładu materii organicznej, bądź też jest spo­
wodowane bbecnością siarczków, z których najpospolitszym jest pi­
ryt. Zielonawoszare barwy, które przeważają w pelitycznych osadach 
jezior na świecie, wywołane są przede wszystkim obecnością  F e ( O H )

2

. 

Procesy fotosyntezy oraz nagrzewanie się wód jeziornych sprzyja­

ją wytrącaniu się węglanu wapnia. Dlatego też na dnie jezior, w których 
bujnie rozwija się flora, gromadzi się często muł wapienny, dzięki cze­
mu powstają margle lub nawet wapienie. Geneza niektórych wapieni 
związana jest z obecnością mat lub raf glonowych. Dzięki obecności glo-
npw powstają także onkolity i stromolity. Silne zasolenie i duża ruchli­
wość wody umożliwia tworzenie się oolitóW wapiennych. Okresowe do-

ŚRODOWISKO JEZIORNE 

pływy do słonego jeziora wody bogatej w substancję wapienną prowa­

dzić mogą do depozycji bardzo cienkich lecz rozległych warstw wapieni 

(G. J. Smith 1966). Lokalne, grube nagromadzenia trawertynów związa­
ne są z reguły z obecnością podwodnych, krasowych źródeł. 

Słone jeziora lub zasolone playa są miejscem depozycji gipsu, anhy­

drytu oraz innych ewaporatów (por. rozdz. 8; ryc. 12-48). W niektórych 

współczesnych jeziorach (np. w jeziorze Magadi w Kenii, Sudram & Eu-
ster 1976) woda jest silnie alkaliczna i zawiera duże ilości węglanu sodu, 
którego dostarczają ekshalacje wulkaniczne; w takich jeziorach wytrą-
ca się przede. wszystkim trona  ( N a

2

C 0

3

 •  N a H C 0

3

 •  2 H

2

0 ) oraz po­

krewne minerały. 

Rycina 12-48. Sedymentacja w płytkim jeziorze w strefie klimatu półsuchego 

Zużywanie dwutlenku węgla przez rośliny oraz działalność bakte­

rii żelazistych prowadzi w jeziorach do strącania się koloidalnych związ­
ków żelaza i powstawania naskorupień oraz konkrecji limonitowych. 

W jeziorach eutroficznych i dystroficznych pospolicie akumulowa-

ne są osady o konsystencji mułu, zwane sapropelem, składające się głów­
nie z produktów rozkładu materiału roślinnego pochodzenia autochto­
nicznego lub allochtonicznego. Do tych osadów należy gytia, złożona 
w znacznej mierze z rozpoznawalnych resztek roślin, przede wszystkim 
planktonu, oraz dy — utwór złożony głównie z koloidalnych substancji 

humusowych. 

W niektórych jeziorach powstają nagromadzenia krzemionkowych 

skorupek okrzemek, znane jako ziemia okrzemkowa (diatomit). Rozwojo-
wi okrzemek sprzyja niska temperatura wody, stosunkowo duża zawar-
tość rozpuszczonej krzemionki oraz obecność związków azotu i fosforu. 

Rozpoznawanie osadów jeziornych 

W rozwoju większości jezior następuje zmniejszanie się głębokości je­
ziora oraz jego powierzchni. Stąd też przyjmuje się, że typowe dla osa­
dów tego środowiska jest następstwo regresywne, wyrażone stopniowym 
zmniejszaniem się średnicy ziarna w górę sekwencji. Niektóre z kopal-

29  Z a r y s sedymentologii 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Tabela 12-2. Niektóre cechy sedymentacyjne osadów jeziornych i rzecznych 

* Bez uwzględniania osadów delt. 

nych utworów jeziornych wykazują takie następstwo, w wielu jednak 

sekwencja jest odmienna wskutek wpływu zmian klimatycznych i czyn­
ników diastroficznych, lub też innych czynników o znaczeniu lokalnym 
(Picard & High

 1981). 

Przedczwartorzędowe osady środowiska jeziornego są na ogół znacznie trudniejszo 

do zidentyfikowania niż osady innych środowisk sedymentacyjnych. Przy Wyróżnianiu 
tych osadów konieczne jest. zastosowanie szeregu różnych kryteriów, dobranych 
w aspekcie fizycznym, geochemicznym i paleontologicznym. Picard i High (1972) suge­
rują dwustopniowe rozwiązywanie tego problemu. Pierwszym etapem winno być okre­

ślenie, czy badane osady zostały złożone przez wody płynące w środowisku rzecznym, 
czy też są osadem zbiornika  w ó d w zasadzie stojących — jeziora lub morza (zob. tab. 
12-2). W tym etapie rozpatrywane są przede wszystkim fizyczne cechy osadów, takie, 
jak zespoły struktur sedymentacyjnych, kierunki paleoprądów, następstwo i rozmiesz­
czenie facji itd. W drugim etapie odróżnia się osady jeziorne od morskich, opierając się 
głównie na wskaźnikach geochemicznych i paleontologicznych. Jako kryteria są wów­
czas stosowane: rodzaj minerałów autigenicznych, pierwiastki śladowe, cechy ewapora-
tów oraz charakter i rozmieszczenie fauny i flory. 

Kopalne osady jeziorne 

Prac zawierających szczegółową analizę sedymentologiczną przedczwar-

torzędowych osadów jeziornych jest stosunkowo niewiele, przy czym 

ŚRODOWISKO JEZIORNE 

większość z nich opublikowano w ciągu ostatnich dziesięciu lat. Dodać 
też trzeba, że wiele serii, które dawniej określane były jako jeziorne na 
podstawie ogólnych przesłanek, uznanych zostało następnie za osady 
rzeczne; dotyczy to m.in. górnokredowych formacji południowej Mongo­
lii (Gradzińsk 1970

;

 Soczawa 1979). 

Plioceńska Ridge Basin Group w Kalifornii jest przykładem utworów jeziornych, 

które akumulowane były w sukcesywnie rozwijającym się zapadlisku tektonicznym, 
w sąsiedztwie uskoku San Gabriel (Link & Osborne 1978) (ryc. 12-49). Seria ta liczy 
około 9000 m miąższości i składa się głównie z osadów klastycznych. W profilu central­
nej części basenu seria zaczyna się przejściem od osadów morskich; dolna część sekwen­
cji reprezentowana jest tutaj przez facje utworzone na dnie głębokiego jeziora i repre­
zentowane głównie przez turbidyty, w wyższej dominują różnego typu muły. Osady je­
ziorne przykryte są przez żwirowo-piaszczyste osady stożków napływowych i osady 

równin aluwialnych. 

Rycina 12-49. Pliocenskie osady jeziorne w pobliżu uskoku San Gabriel w Kali­

fornii (według: Link & Osborne, na podstawie Crowella) 

Na obszarze stanów Utah i Wyoming występują, badane od dawna, osady eoceń-

skich jezior Uinta i Gosiuta, znane jako Green River Formation. Rozległe (kilkadziesiąt 
tysięcy  k m ) baseny tych jezior ulegały powolnej subsydencji, a gromadzone tam osady 
tworzą ogromne soczewki, które tkwią wśród utworów aluwialnych (ryc. 12-50). Zróż­
nicowane facjalnie osady jeziorne (głównie mułowce, łupki bitumiczne oraz facja trono-

wo-halitowa, podrzędne piaskowce, wapienie i żwiry) interpretowane są obecnie Jako 
powstałe w środowisku płytkiego jeziora i playa, w warunkach suchego klimatu (Sur-
dam & Wolf bauer 1975). 

Jako przykład z terenu Polski wymienić można górnotriasowy, płytki zbiornik je-

452 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-50. 
Schematyczny przekrój je­

ziornych utworów eoceń-
skiej formacji Green River 
i sąsiadujących z nimi 

utworów rzecznych (za--
kropkowanych) 

Przekrój znacznie przewyższony 

złomy, w którym powstał wapień woźnicki (Gąsiorowski & Piekarska 1976). Młodotrze-
ciorzędowe iły poznańskie, zajmujące duże połacie Niżu Polskiego, najprawdopodobniej 
deponowane były w rozległym jeziorze, w którego brzeżnych częściach i na jego obrze­
żeniu powstawały osady piaszczysto-mułowe, piaski i żwiry. 

DELTY 

Delty są obszarami intensywnej akumulacji materiału klastycznego do­
noszonego przez rzeki i składanego przy ich ujściach do zbiorników wod­
nych — mórz lub jezior. Przy tych ujściach dochodzi do rozpływania 

się strumienia wody rzecznej w wodzie zbiornika i utraty prędkości tego 
strumienia, czego rezultatem jest depozycja znacznej części niesionego 
materiału. Delta powstaje jedynie wówczas, gdy efekty konstrukcyjnych 
procesów związanych z rzeką przeważają nad efektami destrukcyjnej 
działalności wód zbiornika. Osady gromadzone w obrębie delty depono-
wane są w przewadze poniżej poziomu  w o d y zbiornika,

 a tylko w nie­

znacznej części powyżej niego. 

Stan wiedzy na temat środowiska deltowego wybitnie rozszerzył się 

w ciągu ostatnich kilkunastu lat dzięki badaniom wielu współczesnych 
delt, przede wszystkim dużych delt morskich (Morgan 1970a, Wright et 
al.

 1974; Broussard 1975). Istotną przyczyną tak żywego zainteresowa­

nia współczesnymi deltami był fakt, że z kopalnymi utworami deltowy-

- mi wiążą się liczne złoża ropy, gazu i węgla. 

Główne elementy rzeźby i budowy delt 

Profil podłużny delty ma zarys zbliżony do sigmoidalnego. Górna część 
delty rozwinięta jest powyżej i częściowo nieznacznie poniżej poziomu 
wody zbiornika. U większości delt jest ona mniej więcej pozioma i okre-
ślana jest jako równia deltowa (ryc. 12-51), u niektórych delt ma postać 
stożka napływowego. Równię deltową przecinają rozwidlające się; zazwy­
czaj palczasto koryta rzeczne zwane korytami rozprowadzającymi (ryc. 

12-52). Między nimi rozciągają się obszary międzykorytowe. Przeważnie 

oddzielone są one od koryt wałami przykorytowymi i zajęte są głównie 
przez bagna, jeziora i zatoki. Do równi deltowej należą także płytkie 
części zbiornika położone na peryferiach subaeralnej części delty; w tej 

DELTY 453 

strefie mogą także występować wynurzone formy akumulacyjne typu 
barier piaszczystych i wysp, które powstają w rezultacie redepozycji gro­
madzonego materiału powodowanej przez działanie wód zbiornika. 
W przypadku delt morskich wyróżnia się zwykle dolną i górną równię 
deltową; granicę między nimi wyznacza kres zasięgu morskiej, słonej wo­
dy podczas przypływów. 

Poza równią, dalej w kierunku zbiornika rozciąga się bardziej od 

nich nachylony, podwodny skłon delty, nazywany także czołem delty. 
Słabiej nachylone jego podnóże określane jest mianem prodelty. Maksy­
malne nachylenie skłdnu jest na ogół nieznaczne. W przypadku więk­
szości delt, zasilanych przez rzeki niosące w przewadze pelityczną za-
wiesinę i podrzędne ilości piasku, nie przekracza ono zwykle jednego 
stopnia, rzadko dochodzi do 3°, a tylko wyjątkowo i lokalnie bywa więk­
sze. Stromy stok czołowy mają jedynie delty, które formowane są głów­
nie z gruboziarnistego materiału (żwir, piasek) donoszonego trakcyjnie. 
Nawet i w takim przypadku nachylenie skłonu rzadko zbliża się do kąta 
naturalnego zsypu. 

454 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

W ogólnym schemacie przyjmuje się, że w budowie delty, biorą 

udział osady prodelty, skłonu i równi deltowej. W starszych pracach te 
trzy główne elementy określane były jako człony: dolny, środkowy 
i górny. W szczegółach budowa wielu delt jest znacznie bardziej skom­

plikowana. 

Typy delt 

Wobec wielkiego zróżnicowania delt oraz różnego współudziału formu­
jących je procesów, klasyfikacja delt jest trudna. Jako kryterium stoso­

wanego obecnie, ogólnego podziału delt przyjmuje się rolę, jaką w for­
mowaniu delty odgrywa jedna z trzech głównych grup procesów zwią­
zanych z działalnością rzeki, falowania lub pływów, których efektem jest 
przede wszystkim kształt i budowa równi deltowej (Galloway 1975). Rów­
nie deltowe powstające przy dominującym wpływie procesów rzecznych 

różnią się znacznie od równi, które silnie podlegają działaniu falo­

wania, zaś jedne i. drugie odmienne są od równi modelowanych 

głównie przez pływy (ryc. 12-53). Pośrednie miejsce między tymi trzema 

Rycina 12-53. Główne typy delt podział w zależności od procesów odgrywających 
dominującą rolę w formowaniu równi deltowej (według: Galloway 1975, zmienio­

ne) 

DELTY. 

455 

skrajnymi typami zajmują delty formowane w wyniku interakcji owych 
trzech grup procesów. 

Pod względem kształtu nadwodnej części delty wśród grupy delt 

o dominacji rzeki wyróżnić można dwa skrajne typy: delty silnie wy­
dłużone (najczęściej palczasto) i płatowe. Do tej grupy delt należą nie­
mal wszystkie delty jeziorne oraz część delt morskich (np. delta Missi­
sipi). 

Delty o stromym skłonie, który przyrasta głównie na drodze osypywania się ma­

teriału, nazywane są ostatnio deltami typu gilbertowskiego (ang. Gilbert-type delta). 
Delty takie opisał G. K. Gilbert (1885) z plejstoceńskiego, pluwialmego jeziora BohnevilIe 
w zachodniej części Stanów Zjednoczonych. Prosty schemat rozwoju i trójczłonowej 

budowy owych delt, został następnie, niezbyt trafnie, odniesiony do wszystkich delt. 
W deltach typu gilbertowskiego osady członu środkowego złożone są z pakietu stromo 

Rycina 12-54. Przekrój delty typu gilbertowskiego  ( A ) i delty o łagodnie nachylo­
nym skłonie (B) 

nachylonych warstw, którego miąższość jest niemal równa wysokości skłonu delty (ryc. 

12-54A). Ze względu na mechanizm formowania i cechy budowy omawianych delt, ter­

min delty typu gilbertowskiego bywa ostatnio stosowany w szerokim znaczeniu i stoso­
wany jest również w odniesieniu do całkowicie podwodnych, progradujących nasypów. 

Delty narażone na silne działanie falowania cechuje obecność nie­

licznych koryt rozprowadzających, wyrównany zarys linii brzegowej, 

a przede wszystkim obecność piaszczystych pokryw, jak też grzbietów 
i barier wydłużonych mniej więcej równolegle do brzegu delty. Delty 
formowane przy znacznym udziale pływów charakteryzuje obecność sil­
nie rozszerzonych, końcowych odcinków koryt rozprowadzających oraz 
rozczłonkowanie peryferii subaeralnej części równi na wiele wysp i wy­

sepek. W przedłużeniu głównych koryt rozwinięte są podwodne, a nie­
kiedy także wynurzone, podłużne grzbiety piaszczyste. 

W charakterystyce delt i w badaniach zmierzających do wyróżnienia podstawo­

wych modeli posłużono się także danymi liczbowymi, uwzględniającymi około 30 róż­
nych parametrów obrazujących cechy zlewni, rzeki, równi deltowej i basenu. Takie ba-

456 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

dania, oparte na materiałach z 34 wielkich delt współczesnych, przeprowadzili Coleman 
i Wright (1975). Zastosowanie statystycznej analizy wielu zmiennych pozwoliło na wy­

dzielenie sześciu modelowych typów delt, które różnią się m.in. rozmieszczeniem, miąż­
szością i kształtem ciał piaszczystych. 

Jako oddzielny typ delt wyróżnia się także delty stożkowe (ang. fan 

delta).

 Delta taka powstaje wówczas, gdy stożek napływowy wkracza 

do zbiornika wodnego. Delty stożkowe występują na wybrzeżach sąsia­
dujących bezpośrednio z górami. Większość współczesnych, morskich 
delt tego typu związana jest z aktywnymi krawędziami kontynentów oraz 
z łukami wyspowymi (Wescott & Ethridge 1980). Brzeg delt stożkowych 
może być dość znacznie modelowany przez falowanie, a również częścio­

wo przez pływy (por. Ricci i Lucchi et al. 1980). 

Rozwój delty 

Procesy formujące deltę kontrolowane są przez szereg czynników, do 
których należą: rzeźba zaplecza delty, wielkość przepływu oraz wielkość 
i rodzaj obciążenia rzeki, warunki klimatyczne, sposób wypływu  w o d y 
z rzeki do zbiornika, siła falowania wód zbiornika, energia, pływów, 
obecność prądów wzdłużbrzegowych, geometria zbiornika, ruchy piono­
we podłoża oraz długookresowe zmiany poziomu wody zbiornika. Różne 
nasilenie wpływu tych czynników powoduje, że delty są bardzo zróż­
nicowane pod względem wielkości, rzeźby, budowy wewnętrznej i cha­
rakteru osadów. 

Materiał klastyczny dostarczany przez rzekę jest w dominującej czę­

ści donoszony aż do ujścia koryt rozprowadzających. Jego depozycja da­
lej w kierunku zbiornika zależy przede wszystkim od wielkości ziarna 
i od sposobu rozchodzenia się strumienia wody rzecznej w wodzie zbior­
nika, co uwarunkowane jest m.in. stosunkiem gęstości wód strumienia 
i zbiornika, a także prędkością wypływu. 

Przy podobnej gęstości wód (wypływ homopiknalny), strumień wy­

pływu ma kształt stożka, mieszanie się wód zachodzi szybko, a materiał 

DELTY 

gromadzony jest w pobliżu ujścia. Jeżeli woda rzeczna ma mniejszą gę­
stość (wypływ hipopiknalny), np. w większości delt morskich, strumień 
jej rozchodzi się przy powierzchni w postaci płaskiego wahlarza; mate­
riał niesiony trakcyjnie deponowany jest w pobliżu ujścia, natomiast 

frakcje drobniejsze są wynoszone dalej (ryc. 12-55). Większa gęstość 
strumienia (wypływ hiperpiknalny) powoduje, że woda poza ujściem 
spływa po skłonie delty; w tych warunkach nawet materiał grubszy mo­
że być deponowany stosunkowo daleko od ujścia koryta. 

K O R Y T O 

Rycina 12-56. Rozwój wydłużonych ciał piaszczystych; przykład z delty Missisipi 

(według: Frazier 1967, uproszczone) 

Większość delt, szczególnie dużych, zasilana jest materiałem peli-

tycznym oraz piaskiem. Dlatego też takie delty są przede wszystkim oma­
wiane. Główna strefa depozycji piasku znajduje się zazwyczaj przy ujś­
ciu koryta rozprowadzającego, wskutek tego tworzy się tam podwodny, 
piaszczysty nasyp przyujściowy. Bliskie ujścia, brzeżne jego części 

przykrywane są przez podwodne wały zbudowane z drobniejszego mate­
riału, które ciągną się w przedłużeniu wałów przykorytowych. Nad­

budowywanie tych wałów powoduje przesuwanie się ujścia w stronę 

458 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

zbiornika. Progradacją nasypu powoduje powstawanie wydłużonego na­
gromadzenia piasku, które ciągnie się zgodnie z przebiegiem macierzy­
stego koryta (ryc. 12-56). W aktywnej, palczastej części delty Missisipi 

miąższość takich ciał piaszczystych dochodzi do 75 m (Fisk (1961). W mia­
rę przesuwania się ujścia, koryto rozprowadzające rozcina górną część 

nasypu (ryc. 12-57). 

Rycina 12-57. Przekrelj nagromadzenia osadów związanych z korytem rozprowa­

dzającym; delta Missisipi (według: Fisk 1961) 

W niektórych deltach rozwój nasypów przyujściowych stwarza ten­

dencję do rozdzielania się koryta przy ujściu na dwie odnogi. W rezul­
tacie rzeka uchodzi do zbiornika licznymi; blisko położonymi korytami, 

których zrośnięte nasypy tworzą jedną, ciągłą pokrywę piaszczystą, wy­

dłużoną równolegle do wybrzeża. Powstawaniu takiej pokrywy sprzyja 

dodatkowo działalność falowania. 

Główna masa zawiesiny wynoszona jest poza strefę ujścia. Materiał 

ten deponowany jest głównie na skłonie delty. Wraz z oddaleniem 
od ujścia i w głąb zbiornika ziarno gromadzonych osadów jest coraz 
drobniejsze. 

Związane z rzeką procesy zachodzące na równi deltowej wykazują 

duże analogie do procesów typowych dla równiny aluwialnej.  W a ł y przy­
korytowe zbudowane są w znacznej części z materiału pelitycznego i nie­
łatwo ulegają erozji. Obszary międzykorytowe zalewane są wodą rzecz­

ną podczas dużych powodzi, która rozprowadza zawiesinę na cały teren. 

W dostarczaniu materiału klastycznego na te obszary poważną rolę od­

grywają także systemy krewas. Część krewas jest stale czynna i spełnia 
rolę podrzędnych koryt rozprowadzających. Zdarza się, że krewasa ma­
jąca większy spadek od koryta głównego przejmuje jego rolę. Radykal­
na zmiana układu koryt rozprowadzających powoduje, że rozwijająca się, 
aktywna część delty przestaje być zasilana donoszonym materiałem i sta-

DELTY 

je się częścią opuszczoną, silniej narażoną teraz na niszczące i modelu­
jące działanie wód zbiornika. 

Z proksymalnymi częściami glifów krewasowych oraz z korytami 

krewas związane są osady o nieco grubszym ziarnie, zwykle mułowo-
-piaszczyste, pozostałe części obszarów międzykorytowych są miejscem 
depozycji drobnoziarnistej zawiesiny (Elliott 1974b).  W i e l e glifów ma po­
stać rozległych, stosunkowo cienkich, płatowych nasypów deltowych, 
które wkraczają na płaskie tereny równi. Zatoki położone na peryfe­
riach subaeralnej części równi zasilane bywają też dodatkowo materia­
łem klastycznym dostarczanym w wyniku działalności falowania i pły­
wów. 

Poziom równi deltowej kontrolowany jest przez poziom wody zbior­

nika. Przeważnie osady deltowe ulegają kompakcji, nierzadko znaczniej, 
co jest rekompensowane stopniowym przyrostem osadów na obszarze 
równi; podobnie dzieje się w przypadku powolnej, regionalnej subsyden-
cji lub stopniowego podnoszenia się poziomu wody zbiornika spowodo­
wanego innymi czynnikami. Zdarza się jednak, szczególnie w przypad­
ku opuszczonej części delty, że przyrost osadów nie jest dostateczny. 
Wówczas równia zostaje zalana i staje się strefą depozycji osadów, ty­
powych dla płytkiej części zbiornika. Formowane tutaj osady, zwane fa­
cją opuszczeniową (ang. abandonment facies) są zwykle cienkie lecz sto­
sunkowo szeroko rozprzestrzenione wskutek nieznacznych deniwelacji 
obszaru dawnej, subaeralnej części równi. Nieznaczna głębokość tej czę­
ści zbiornika powoduje, że osady tej facji bywają wkrótce przykryte 
przez nowy, szybko progradujący nasyp deltowy. Wielokrotne powta­
rzanie się takich procesów umożliwia powstawanie cyklicznych sekwen­
cji, które znane są np. z paralicznych zagłębi węglowych. 

W klimacie wilgotnym międzykorytowe obszary równi są zazwy­

czaj silnie bagniste i zarośnięte. Istnieją tutaj warunki szczególnie sprzy­
jające rozwojowi torfowisk i powstawaniu osadów fitogenicznych. W kli­
macie suchym nierzadko występują tam słone bagna i dochodzi do de­
pozycji ewaporatów. 

W deltach modelowanych silnie przez falowanie materiał piaszczy­

sty przemieszczany jest wzdłuż brzegu subaeralnej części delty. Powsta­

ją tam formy i osady charakterystyczne dla piaszczystych wybrzeży, 

a podwodna część równi pokrywana jest rozległą warstwą piasków. Ma­

teriał drobnoziarnisty odprowadzany jest w głąb zbiornika, a także prze­
mieszczany daleko wzdłuż wybrzeża. 

Ujścia koryt rozprowadzających na deltach modelowanych intensyw­

nie przez pływy są lejkowate. Prądy pływowe wynoszą materiał piaszczy­
sty stosunkowo daleko, formując podwodne i nadwodne nasypy piaszczy­
ste zorientowane radialnie w stosunku do ujścia rzeki. Na dolnej równi 
deltowej występują równie pływowe z systemami kanałów pływowych, 
a dopiero górna równia deltowa podobna jest do równiny aluwialnej. 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Na skłonie większości delt deponowany jest głównie materiał peli-

tyczny (zob. ryc, 12-55). Jedynie w przypadku delt zasilanych w przewa­
dze materiałem grubszym, materiał taki gromadzony jest również na skło­
nie, a jego transport zachodzi tam głównie przez grawitacyjne osypywa­
nie się, lub dzięki prądom trakcyjnym (szczególnie w przypadku hiper-
piknalnego wypływu wody). 

Szybka akumulacja mułów i iłów na skłonie delty bywa powodem 

ruchów masowych, w wyniku których powstają podwodne żleby, znane 
np. z delty Missisipi (Shepard 1955). Z takimi ruchami związane są też 
różnego rodzaju deformacje (Goleman 1976). Niektóre podwodne osuwi­

ska przeradzają się w prądy zawiesinowe. Zdarza się, że tego rodzaju 

prądy schodzą kanałami ciągnącymi się od wylotów koryt rozprowadza­
jących. 

Rozwój grubych ciał piaszczystych związanych z nasypami przyuj­

ściowymi, które nierównomiernie pokrywają leżące niżej osady pelitycz-
ne, stwarza warunki do powstawania dużych, mułowych intruzji diapi-
rowych. Współcześnie tworzą się one w pobliżu ujść głównych koryt 
rozprowadzających delty Missisipi; gdzie nazywane są mudlumps (por. 
ryc. 12-57). Mułowe i ilaste utwory skłonu delty i prodelty, a niekiedy 
także i niżejległe osady szelfowe, są tam wciskane między piaski nasy­
pów przyujściowych i ukazują się nawet na powierzchni, tworząc efeme­
ryczne mielizny i wyspy (Morgan et dl. 1968). 

Przyrost osadów na skłonie delty jest także przyczyną powstawania 

synsedymentacyjnych uskoków. Mniejsze z nich związane są z ruchami 

DELTY 461 

masowymi. Na deltach rozwijających się na labilnym szelfie powstają 
także wielkie, stopniowo rozwijające się uskoki zwane uskokami rosną­
cymi (ang. growth fault). Przebieg ich jest mniej więcej równoległy do 
rozciągłości skłonu delty, a ich płaszczyzny (niejednokrotnie sięgające 
do podłoża delty) spłaszczają się ku dołowi wyginając się w stronę zbior­

nika. Skrzydła zrzucone uskoków rosnących cechuje znacznie większa 
miąższość osadów w porównaniu z skrzydłami wiszącymi (por. ryc 

12-63). Z uskokami tego rodzaju związane są niejednokrotnie złoża ropy 

i gazu. 

Zmiany położenia głów

r

nego koryta rozprowadzającego powodują, że 

delta rozwija się aktywnie w coraz to innym miejscu. W warunkach 
stałej, powolnej subsydencji kolejne nasypy deltowe mają szansę trwa­

łego zachowania się (ryc. 12-58). 

« 

Osady delt 

Delty zbudowane są niemal wyłącznie z osadów klastycznych, w tym 

głównie z pelitycznych i piaszczystych. Żwiry pochodzące z obszarów 
źródłowych odgrywają poważną rolę jedynie w deltach formowanych 

w bliskim sąsiedztwie gór. Z innych osadów najpospolitsze są osady fito-

geniczne, deponowane na obszarze równi. Osady delt są zwykle bogate 

w detrytus roślinny. Jego obfitość stwarza dogodne warunki do rozwoju 

organizmów mułożernych, z drugiej strony przeciwdziała temu szybki 
przyrost osadów. Dlatego też szczątki tych organizmów bywają liczne 
tylko w osadach prodelty oraz jezior i zatok równi deltowej. Szczątki 
fauny ogólnie są nieliczne. Niekiedy jednak występują lokalne nagroma­
dzenia skorup (np. rafy ostrygowe), związane głównie z otwartymi zato­
kami. Fauna morska stosunkowo najliczniej reprezentowana jest w osa­

dach prodelty, nierzadko jednak jest ona zubożała gatunkowo wskutek 
zmniejszonego zasolenia wody. Niekiedy dość obficie występuje ona 
także w osadach facji opuszczeniowych. Ilaste osady prodelty są zwy­
kle bogate w związki organiczne, co związane jest z bujnym rozwojem 
planktonu wskutek obfitej dostawy przez rzekę substancji odżywczych. 
Dlatego też osady te często są macierzystymi dla ropy i gazu. 

W rezultacie regularnej progradacji delty powstaje pionowa sek­

wencja, w której na osadach typowych dla dna zbiornika występują ko­
lejno osady prodelty, skłonu i równi deltowej. Pierwsze dwa człony tej 
sekwencji cechuje generalne zwiększanie się ku górze średnicy ziarna 

(ryc. 12-59). Reprezentowane są tutaj facje ilaste i mułowe, w których 

w górę profilu pojawiają się coraz liczniejsze wkładki piaszczyste. Osa­
dy równi są natomiast silnie zróżnicowane w zależności od miejsca i wa­
runków depozycji (ryc. 12-60). Występują tutaj facje charakterystyczne 
dla równin aluwialnych, płytkich jezior i wybrzeży. 

W profilu osadów deltowych pospolicie zaznacza się cykliczność. 

462 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-50. Przykłady modelowych sekwencji w deltach różnego typu (według: 

Coleman 1968) , 

A — delta Missisipi (o dominującym udziale procesów rzecznych), B — delta San Francisco (o do. 

minującym udziale falowania), C — delta Ord (o dominującym udziale pływów) 

Duże cyklotemy są przede wszystkim rezultatem zmian w stosunku se­
dymentacji do subsydencji i kompakcji osadów, a także zasadniczych 
zmian w położeniu aktywnej części delty. Mniejsze cyklotemy związane 

są przeważnie z progradacją pojedynczych koryt rozprowadzających 

i glifów krewasowych. 

Delty stożkowe z reguły zasilane są przez roztokowe, żwirowe po­

toki lub rzeki spływające z nadbrzeżnych gór. Wescott i Ethridge (1980) 
przedstawili dwa modele delt stożkowych, reprezentujące dwa skrajne 

typy tych delt. Pierwszy model, oparty na przykładzie delty Yallahs na. 

Jamajce, dotyczy delt wkraczających bezpośrednio na stok kontynental­
ny. Żwirowe osady rzek roztokowych przechodzą tutaj w kierunku mo­
rza w żwiry przeławicone piaskami (deponowane wzdłuż linii brzego­
wej), a dalej w żwirowe muły i muły gromadzone na stoku. Drugi mo-

463 

Rycina 12-60. Sekwencje osadów na równi deltowej (według: Elliott 1974) 

del dotyczy delt stożkowych wkraczających na obszar szelfu. W tym 
przypadku osady proksymalnych, żwirowych rzek roztokowych prze­
chodzą w osady dystalnych, piaszczystych rzek tego typu, następ­
nie w dobrze laminowane piaski strefy brzegowej, a dalej w muły 
dalekiego przybrzeża, zazwyczaj silnie przerobione przez organizmy mu-
łożerne. 

464 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Kopalne delty 

Do tej pory opisano lub wzmiankowano wiele kopalnych delt, niezbyt liczne są jednak 

prace zawierające szczegółową charakterystykę i interpretację dawnych utworów delto­
wych. Tego typu prace dotyczą przede wszystkim górnego karbonu Anglii (Collinson 

1969, Elliott 1975). Rozpoznano tutaj zarówno stosunkowo cienkie, kilkumetrowej "miąż­

szości sekwencje będące wynikiem akumulacji na równi deltowej, jak też stosunkowo 
grube (50—150 m) sekwencje o ziarnie grubiejącym ku górze, reprezentujące osady skło­
nów delt. Opisane zostały także osady stosunkowo głębokich kanałów, które rozcinają 
zarówno równię deltową jak też i skłon delty; pierwsze wypełnione są piaskami 
z warstwowaniem przekątnym o dużej skali, drugie osadami prądów, które z trakcyj­
nych przeradzały się w prądy zawiesinowe. Osady prądów zawiesinowych występują 

głównie u podnóża skłonu niektórych tamtejszych delt (R. G. Walker 1966; Collinson 

1969). 

Delty karbońskie zostały także dobrze poznane we wschodniej części Stanów Zjed­

noczonych, przede wszystkim w Apallachach (Wanless et al. 1970, Ferm 1974, Horne 
et al. 1978). W Apallachach poszczególne płaty deltowe są niewielkiej miąższości (kilka 

Rycina 12-61. Plan i przekrój równi deltowej jako obszaru powstawania torfu; 
model wyjaśniający genezę węgli w regionie Apallachów (według: Horne et al. 

1978) 

Rycinaa 12-62. Przekrój basenów węglowych Pocahontas i Dunkard w Apallachach, z ogólną interpretacją środowisk sedymentacji 

osadów (por. ryc. 12-61) (według: Home et al. 1978, zmienione) 

466 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

dziesiątek metrów) lecz rozległe, a na zewnętrznym skraju równi rozwinięte są zwykle 
nagromadzenia czystych piasków, interpretowane jako osady barier piaszczystych (ryc. 
12-61, 12-62). Pokłady węgla powstawały zarówno w pobliżu barier jak i na subaeralnej 
części równi, przy czym największą miąższość, lecz najmniejszy zasięg, mają pokłady 
występujące w strefie granicznej między dolną a górną równią deltową. 

Utwory deltowe dużej miąższości znane są z trzeciorzędu na wybrzeżu Teksasu 

(Fisher & McGowen 1969) (ryc. 12-63). Delty kopalne powstawały tam w warunkach 
stałej subsydencji, nieznacznie tylko progradowały i były stale nadbudowywane. 

Rycina 12-63. Przekrój delty formowanej na skraju labilnego szelfu: trzeciorzęd 
południowego Teksasu {według: Fisher & McGowen 1967) 

1 — osad prodelty, 2 — osady związane z destrukcją delty, 3 — osady czoła delty, 4 — lignity, 

5 — osady koryt rozprowadzających oraz obszarów międzykorytowych, 6 — rzeczne osady równiny 
aluwialnej, 7 — uskoki rosnące 

Liczne plioceńskie delty stożkowe występują w śródapenińskim basenie w okoli­

cach Bolonii we Włoszech (Ricci-Lucchi et al. 1980). W Polsce osady wielkiej delty 

i stożkowej rozpoznane zostały w dewońskiej sukcesji Świebodzic w Sudetach (Porębski 

1981); sukcesję tę cechuje generalne zwiększanie się średnicy ziarna ku górze, a także 

duże — zarówno pionowe jak i lateralne — zróżnicowanie facji, reprezentujących różne 

części i subśrodowiska delty. Na brzegu Karpat w okolicach Gdowa rozwinięta jest mio­
ceńska delta stożkowa, której żwirowe osady przekraczają 600 m miąższości (Doktor 
1983). 

Ś R O D O W I S K A  S E D Y M E N T A C J I KLASTYCZNEJ 

N A  W Y B R Z E Ż A C H  M O R S K I C H 

Wybrzeża morskie są wysoce zróżnicowane pod względem rzeźby, roz­
woju, warunków klimatycznych, dynamiki morza, procesów sedymenta­
cyjnych oraz gromadzonych tam osadów. Dlatego też klasyfikacje  w y ­
brzeży mają różny charakter i oparte są na rozmaicie dobranych kryte­

riach (Shepard 1963; J. L. Davies 1964; Inman & Nordstorm 1971).  N i ­
niejszy podrozdział dotyczy jedynie wybrzeży, na których dominuje aku-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 467 

mulacja materiału klastycznego, przy czym procesy transportu i depozy­

cji tego materiału związane są głównie z falowaniem lub z pływami. 
Ograniczamy się tutaj jedynie do niektórych środowisk sedymentacyj­
nych — pospolitych lub szczególnie ważnych z sedymentologicznego 
punktu widzenia. 

Ranga omawianych niżej środowisk bywa różna na różnych wybrze­

żach; to samo środowisko na jednym wybrzeżu odgrywa rolę środowi­
ska głównego, na innym zaś jest tylko elementem składowym (subśrodo-
wiskiem) innego środowiska. Niemal w każdym z omawianych środowisk 
zaznacza się współdziałanie falowania i pływów, z reguły jednak jeden 
z tych czynników ma znaczenie dominujące. Ogólnie rzecz biorąc rola 
pływów jest tym większa w danym środowisku lub subśrodowisku, im 
większa jest skala pływów na danym odcinku wybrzeża, a im mniejsza 
jest tam energia falowania (ryc. 12-64). 

Rycina 12-64. 
Zależność środowisk sedymen­
tacji klastycznej na wybrze­
żach morskich od skali pływów 

(według: Hayes 1976, zmienio­
ne) 

Pogranicze lądu i morza dzielone jest na szereg stref na podstawie 

różnych kryteriów, a terminologia ż tym związana nie jest jednolita — 

zarówno w zagranicznej, jak i w polskiej literaturze. Dlatego też podaje­

my objaśnienia najważniejszych, stosowanych dalej terminów. Pogra­
niczny pas morza i lądu, który zalewany jest przez wodę bądź odsłania-

Rycina 12-65. Podział strefy brzegowej, z punktu widzenia zasięgu falowania  ( A ) 

i pływów (B) 

30* 

468 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

ny w zależności od nasilenia falowania nazywany jest brzegiem (ryc. 

12-65A). Pas ten tworzy środkową część szerszej strefy brzegowej; od 

strony morza sąsiaduje z nim przybrzeże, zaś od strony przeciwnej — 

nadbrzeże. 

Tam, gdzie pływy odgrywają szczególnie ważną rolę w procesach 

sedymentacyjnych, kryterium podziału jest zasięg pływów (ryc. 12-65B). 
Z tego punktu widzenia wyróżnia się trzy strefy. Środkowa z nich, nazy­
wana miedzypływową (ang. intertidal zone), wyznaczona jest z jednej 
strony przez średni zasięg normalnych przypływów, zaś z drugiej strony 
przez średni zasięg normalnych odpływów.  W y ż e j położone tereny, zale­
wane tylko sporadycznie podczas szczególnie wysokich przypływów 
określane są jako strefa nadpływowa lub wyżejpływowa (ang. supratidal 
zone).

 Ze strefą międzypływową sąsiaduje od strony morza strefa niżej-

pływowa (ang. subtidal zone), praktycznie stale znajdująca się pod wo­

dą. 

Plaże i ich przybrzeża 

Plażą (ang. beach) nazywany jest brzeg zbudowany z luźnego materiału 
ziarnowego frakcji piasku lub żwiru, przemieszczanego i deponowanego 
głównie dzięki działalności falowania i wzbudzanych przez nie prądów. 
Z podobnego materiału jest zbudowane dno sąsiadującego z plażą przy­
brzeża, a procesy zachodzące w tych dwóch częściach strefy brzegowej 

są ściśle ze sobą związane. Plaże i przybrzeża zbudowane z piasku są 
szczególnie pospolite, a przy tym lepiej poznane z sedymentologicznego 

punktu widzenia, dlatego też do nich ograniczamy się w dalszej części 
tego podrozdziału. 

Plaże formowane są na wybrzeżach poddanych działaniu falowania 

o niskiej, średniej lub dużej energii. Warunkami sprzyjającymi rozwo­
jowi plaż są: obfita dostawa piasku, nieznaczne nachylenie dna przybrze­
ża oraz brak, małe lub umiarkowane działanie pływów. Na wielu wybrze­
żach plaża ma postać długiego, ciągłego pasa (takie wybrzeża nazywane 
są dalej plażowymi), a innych plaże występują tylko lokalnie. Wybrzeża 
plażowe stanowią bądź granicę lądu i wówczas mogą być traktowane 
jako samodzielne środowisko sedymentacyjne, bądź też są jedynie 
elementem innych środowisk (np. na barierach piaszczystych, deltach 

itd.). 

Pod względem profilu dna przybrzeża wyróżnić można wśród wy­

brzeży plażowych dwa odmienne typy. Na wybrzeżu rewowym (ang. bar-
red coast)

 występuje kilka podwodnych, piaszczystych wałów, zwanych 

rewami na polskim wybrzeżu Bałtyku. Rewy ułożone są zwykle równo­
legle do brzegu, a rzadziej ukośnie. Na wybrzeżu drugiego typu — bez-
rewowym — dno przybrzeża obniża się mniej więcej równomiernie 
w stronę morza; tylko w bezpośrednim sąsiedztwie brzegu rozwinięta by-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 

wa jedna, niska rewa.  T y p rewowy ograniczony jest na ogół do wybrze­
ży, które poddane są działaniu falowania o umiarkowanej energii i pły­
wów o niewielkiej skali. 

Plaża 

Bliższa lądu, wewnętrzna część plaży zalewana jest w całości tylko pod­
czas bardzo silnych sztormów, normalnie jej powierzchnia modelowana 
jest przez wiatr (ryc. 12-66). Z tą częścią plaży sąsiaduje zwykle paś nad­

brzeżnych wydm eolicznych, zbudowanych z piasku wywiewanego z pla­

ży. Przy górnym krańcu plaży rozwinięty jest zwykle wał burzowy, for-
mowany w pobliżu skraju zasięgu, fal sztormowych. Zewnętrzna część 

plaży (zwana stokiem lub czołem plaży) przedstawia się jako wyraźniej 

nachylony ku morzu stok i zajęta jest przez hydrodynamiczną strefę 
zmywu. Ponad czołem plaży formowany jest niewysoki wał przez który 
przelewa się woda silniejszych potoków zmywu wstępującego i spływa 
do położonych za wałem efemerycznych lagun plażowych. 

REWA

 1 

Rycina 12-66. Podział plaży i przyległej części przybrzeża 

Chwilowo ustalony stok plaży jest rezultatem dynamicznej równo­

wagi między działaniem zmywu wstępującego i zmywu powrotnego. 
W tych warunkach kąt nachylenia tego stoku zależy głównie od prze­
puszczalności osadu, a zatem od średnicy ziarna. Im bardziej gruboziar­
nisty jest materiał stoku plaży, tym większa część zmywu wstępującego 
w wyższej partii stoku wsiąka w podłoże i nie zasila zmywu powrotne­
go, wskutek czego stok jest bardziej stromy. W przypadku średnioziarni-
stego piasku kąt nachylenia stoku wynosi około 3°, a w przypadku śred-
niokalibrowego żwiru — około 20°. 

W strefie zmywu powstaje na powierzchni osadu szereg nietrwałych 

struktur, do których należą wałki falowe (łukowe, delikatne grzbiety na 
granicy zasięgu zmywów), bruzdki ściekowe, ślady opływania, bąble gac 
zowe, a rzadko riplemarki (Rudowski 1962). Strukturą charakterystyczną 
dla plaży są też sierpy plażowe. Mają one postać połączonych, półksię-
życowych stoków otwartych w stronę morza, które ciągną się szeregiem 
wzdłuż górnej części czoła plaży. Są to formy powstające okresowo 
(Kuenen 1948; Rudowski 1964). Kształtowane są one wskutek rozbi-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

cia nabiegających fal na szereg równolegle rozmieszczonych języków 

(Gorycki 1973). 

Plaża podlega częstym zmianom i na przemian jest częściowo ni­

szczona i odbudowywana. Destrukcja plaży odbywa się w warunkach 
narastającego oraz ustabilizowanego falowania sztormowego i zachodzi 
stosunkowo szybko. Odbudowywanie plaży jest procesem daleko wol­
niejszym i związane jest z okresami ucichania sztormu oraz normalnego 
falowania. W kształtowaniu plaży główną rolę odgrywają procesy za­
chodzące w strefie zmywu. Przyrost osadów w tej strefie powoduje po­
wstawanie pakietów płaskich lamin, które nachylone są nieznacznie (od­
powiednio do aktualnego kąta nachylenia stoku plaży) w stronę morza 
(ryc. 12-67). Podobny kształt i nachylenie mają powierzchnie erozyjne 
wytworzone przez zmyw. 

Rycina' 12-67. Typ warstwowania charakterystyczny dla strefy zmywu 

Opisany typ laminacji dominuje w osadach plaży. Ponadto wystę­

pują tutaj podobne struktury o laminach nachylonych w kierunku prze­
ciwnym, które formowane są przez wodę spływającą po nachylonym 
w stronę lądu stoku wału plażowego. Podrzędną rolę odgrywają na ogół 
inne struktury sedymentacyjne, które genetycznie związane są z riple-
markami istniejącymi na dnie efemerycznych lagun i odpływających 

z nich strug. 

Osady plaży nierzadko są dobrze wysortowane, ale nie jest to re­

gułą. Na wielu wybrzeżach są to piaski kwarcowe, często wybitnie wzbo­
gacone w odporne minerały ciężkie. Skamieniałości w osadach plaży są 
na ogół rzadkie i tylko lokalnie tworzą większe nagromadzenia. Na nie­
których wybrzeżach piaski bywają jednak przepełnione szczątkami sko­
rup, które z reguły noszą ślady abrazji. Żwiry występujące w osadach 
są z reguły dobrze obtoczone, przy czym najwyższy stopień obtoczenia 
wykazują otoczaki średnich rozmiarów. Cechą charakterystyczną jest 
występowanie płaskich otoczaków; zdaniem Kuenena (1964c) jest to nie 
tylko wynikiem specyficznych warunków abrazji (przesuwania po dnie 
w strefie zmywu), ale także selekcji otoczaków w zależności od kształtu. 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 

L Ą D 

Rycina 12-68. Idealne następstwo form dna związane z przeobrażeniem fali w stre­

fie fal rosnących (wedhig: Olifton 1976) 

•ŁAMANIE SIĘ STREFA 

FALI PRZEJŚCIOWA 

Rycina 12-69. Strefy form dna na wybrzeżu bezrewowym, uzależnione od warunków 
hydrodynamicznych: stan w warunkach intensywnego falowania (wedhig: Clifton 

et

 al.

 1971) 

1, 3 — płaska laminacja, 2 — duże riplemarki, 4 — duże półksiężycowe riplemarki, 5 — małe riple­
marki asymetryczne 

Przybrzeże plaży 

Na wybrzeżu pozbawionym rew, oddziaływanie fali na piaszczyste dno 

powoduje powstanie na nim rozmaitych form, które w kierunku brzegu 

następują po sobie w charakterystycznej sekwencji. 

Idealne następstwo form dna związane z przeobrażaniem fali ujęte 

zostało w modelu przedstawionym przez Cliftona (1976). Następstwo to 

obejmuje cztery główne pola dna: braku ruchu, form symetrycznych, 
form asymetrycznych i płaskiego, wyrównanego dna. Rozwój form uza­
leżniony jest od maksymalnej prędkości poziomego oscylacyjnego ruchu 
wody po dnie, asymetrii prędkości, mediany średnicy ziarna i okresu fali. 
W obrębie pola form asymetrycznych istnieją podrzędne strefy, charak­
teryzujące się obecnością różnych typów form (ryc. 12-68). Wszystkie 
te podrzędne strefy występują jedynie na wybrzeżach o dużej energii 

falowania, na innych bywają zredukowane. 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Na nieosłoniętym, bezrewowym wybrzeżu oceanicznym stwierdzono 

(Clifton et al. 1971) występowanie pięciu stref o różnych zespołach form 

dna (ryc. 12-69). Pierwszą, najbardziej odległą od plaży strefę zajmują 
małe, asymetryczne riplemarki, drugą — duże, półksiężycowe riplemarki 

o stokach czołowych zwróconych w stronę brzegu. W strefie trzeciej wy­

stępuje dno zrównane. W pasie formowania się potoków zmywu i ko­
lizji między falami translacyjnymi a zmywem powrotnym rozwinięte są 
riplemarki symetryczne, o stromych zboczach, zbudowane ze stosunkom 
wo gruboziarnistego materiału; laminy są w nich nachylone przeważnie 
w stronę morza. Ostatnią strefę, pokrywającą się z hydrodynamiczną 
strefą zmywu, zajmuje dno zrównane. Struktury sedymentacyjne osadów 
poszczególnych stref przedstawione są na rycinie 12-70. 

Rycina 12-70. Zespoły struktur sedymentacyjnych w różnych strefach na wybrzeżu 

bezrewowym (por. ryc. 12-69) (według; Clifton et al. 1971) 

Strefy: A — zmywu (1), B —przyboju (2), C — wzrostu fali, cześć bliższa brzegu (4), D — wzrostu 
fali, część dalsza (5) 

W przypadku wybrzeży z rozwiniętym systemem rew proces trans­

formacji fali zachodzić może kilkakrotnie; fala załamana nad rewą od­
twarza się i łamie ponownie nad rewą następną i dopiero przy brzegu 
ostatecznie przechodzi w falę translacyjną. W rezultacie tego sekwencją 
form na dnie jest tutaj bardziej skomplikowana. 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 

Rewy mają wysokość dochodzącą do kilku metrów. Ich odlądowe 

stoki zazwyczaj są strome i maksymalne ich nachylenie jest rzędu 25— 
34°; stoki przeciwne nachylone są łagodniej. Na Bałtyku system rew jest 
stosunkowo trwałym elementem rzeźby przybrzeża; niemniej jednak 
w okresach narastania i stabilizacji sztormu rewy ulegają częściowemu 
niszczeniu i przesuwają się w stronę morza, natomiast później narastają 
i przesuwają się ku brzegowi. 

System rew rozcinany jest poprzecznie przez kanały tworzone przez 

prądy rozrywające. Podczas sztormów erozyjne dna tych kanałów mogą 
sięgać do podstawy rew. Nagłe zmniejszenie się prędkości prądu rozry­
wającego poza pasem grzywaczy powoduje szybką depozycję niesione­
go materiału. Wskutek tego formowane są płaskie stożki, które wkra­
czają na dno zagłębień międzyrewowych oraz na dno morzą poza naj­
dalszą rewą. Pozycja kanałów tworzonych przez prądy rozrywające ule­
ga częstym zmianom Prądy rozrywające odgrywają zapewne główną 
rolę w wynoszeniu materiału w kierunku morza, daleko większą niż po­
wrotne prądy denne. Nawet w warunkach umiarkowanego falowania 
transportować one mogą żwir, podczas gdy prądy denne zdolne są prze­
mieszczać co najwyżej piasek, a głównie obciążone są pelitem. 

Rycina 12-71. Zespoły struktur sedymentacyjnych w różnych strefach na wybrze­

żu rewowym (według: Davidson-Arnott & Greehwood 1976) 

Struktury sedymentacyjne osadów związanych z systemem współ­

czesnych rew zbadane zostały na atlantyckim wybrzeżu Kanady (Da-
vidson-Arnott & Greenwood 1976) (ryc. 12-71). 

474 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Migracja plaży 

W warunkach intensywnej dostawy piasku i przy stałym poziomie mo­
rza (lub przy odpowiednio powolnym jego obniżeniu) plaża może przy­
rastać lateralnie. Osady plaży i jej przybrzeża progradują wówczas 

w stronę morza i przykrywają niżejległe osady szelfowe (ryc. 12-72). 
W ten sposób powstają nagromadzenia piasków; wydłużone zgodnie z li­
nią wybrzeża. Ich szerokość wynosić może kilka i więcej kilometrów, 

a miąższość jest rzędu 10 m. W rzeźbie powierzchni takiego nagroma­
dzenia z reguły zaznaczają się liczne, równoległe, niewysokie (1—2 m) 
grzbiety. Znaczą one kolejne etapy rozwoju wybrzeża plażowego. Re­

prezentują one bądź dawne wały burzowe, bądź też -— zdaniem niektó­

rych autorów — najbliższe brzegu rewy, wynurzone wskutek migracji 

w kierunku brzegu. 

W warunkach transgresji strefa plaży i jej przybrzeża przesuwa się 

w stronę lądu. W takim przypadku piaski tego środowiska zachować się 
mogą jedynie w postaci stosunkowo cienkiej warstwy, która w profilu 
przykryta jest przez osady deponowane na dalekim przybrzeżu (zwykle 
piaszczysto-mułowe), a następnie przez typowe osady szelfowe. 

Bariery piaszczyste i laguny 

Bariery piaszczyste 

Charakterystyczną cechą niektórych wybrzeży jest obecność piaszczy­
stych barier, które oddzielają od otwartego morza położone zą nimi la-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 

guny. Bariery mają postać stosunkowo wąskich lecz długich wysp oraz 
półwyspów i ciągną się mniej więcej równolegle do wybrzeża. Bariery 
piaszczyste formowane są przy dominującym udziale falowania i dlatego 
ich występowanie ograniczone jest do takich wybrzeży, gdzie  p ł y w y nie 

są duże (zob. ryc. 12-64). Czynnikami sprzyjającymi rozwojowi barier 
są: stała i obfita dostawa piasku przemieszczanego przez prądy wzdłuż 

Avybrzeża oraz równomierne i niewielkie nachylenie dna. 

Współcześnie około 5700 km wybrzeży morskich na świecie ma rozwinięte bariery 

piaszczyste, z czego na Amerykę Północną — głównie na wybrzeża Stanów Zjednoczo­

nych nad Zatoką Meksykańską i Atlantykiem, przypadka około 3200 km, a na Europę 

około 800 km (m.in. wybrzeża Holandii i Republiki Federalnej Niemiec oraz południowe 
wybrzeże Bałtyku).  N a d Bałtykiem bariery piaszczyste nazywane są ogólnie mierzejami. 
Najdłuższą współczesną barierą piaszczystą jest Padre Island w Teksasie; jest ona długa 

na 180 km i szeroka na 1—7 km. 

Od strony otwartego morza linia brzegowa bariery jest wyrównana, 

zaś od strony laguny zwykle bardziej urozmaicona (ryc. 12-73). Brzeg 
przymorski ma postać rozległej plaży. Wzdłuż osi bariery ciągnie się pas 

wydm eolicznych. Poza nim, od strony laguny rozwinięte bywają stożki 
przelewowe (ang. washover fans). Mają one postać płaskich, wachlarzo-

watych nasypów i powstają w wyniku przelewania się fal sztormowych* 
przez obniżenia w pasie wydm. Od strony laguny występują także plaże. 
W sprzyjających warunkach klimatycznych od strony laguny rozwinięte 
są bagna. W niektórych lagunach kontaktują tutaj z barierą równie pły­
wowe. 

M O R Z E 

Rycina 12-73. Bariera piaszczysta i laguna na wybrzeżu o niewielkiej skali pły­
w ó w (schemat) 

Bariery zbudowane są niemal wyłącznie z piasków. Piaski groma­

dzone od strony morza wykazują analogiczne cechy jak osady wybrzeży 
plażowych. Piaski gromadzone po stronie laguny mają podobne cechy, 
nierzadko jednak reprezentowane są wśród nich osady stożków przele­
wowych. Część stożka formowana powyżej poziomu  w o d y w lagunie wy-

476 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

kazuje z reguły płaską laminację, nieznacznie nachyloną w stronę lagu­
ny, zaś formowana poniżej tego poziomu zbudowana jest na ogół ze stro­
mo nachylonych lamin. Piaski wydm nadbrzeżnych, które pokrywają ba-
rierę, różnią się od piasków deponowanych w wodzie odmiennym zespo­
łem struktur sedymentacyjnych (Goldsmith 1975). Dominuje tutaj typowe 
dla wydm eolicznych warstwowanie przekątne o stromych kątach upadu 
lamin, który w tym środowisku dochodzić może nawet do 45° (McBridge 
& Hayes 1962). Struktury deformacyjne są tutaj częstsze niż w wydmo­
wych piaskach pustynnych (McKee & Bigarella 1972), pospolite bywają 
także ślady korzeni. 

Przesmyki i delty pływowe 

W pasie bariery istnieją przerwy, nieraz o charakterze wąskich prze­
smyków, poprzez które wody laguny kontaktują z wodami otwartego 

morza. W przypadku wybrzeży o wyraźnych pływach, w przesmykach 
zachodzi koncentracja przepływu wód podczas przypływu i odpływu, 

a prądy pływowe erodują ich dno. Zazwyczaj takie przesmyki pływowe 
(ang. tidal inlets) przesuwają się w kierunku zgodnym z kierunkiem prą-

dów wzdłużbrzegowych dominujących na danym odcinku wybrzeża. Od 

strony przeciwnej przesmyk jest sukcesywnie zasypywany przez przy­

rastający w tym kierunku cypel bariery. Stosunkowo znaczna głębokość 
przesmyków (do 20 m) i dość szybka  i c h migracja wzdłuż bariery (do 
kilkudziesięciu metrów na rok} powoduje, że osady akumulowane w ob-

Rycina 12-74. 
Schematyczny profil osadów 

powstałych w wyniku migracji 

przesmyku pływowego (według: 
Kumar & Sanders 1974) 

A  — o s a d y dna koryta przesmyku, 
B — osady głębszych części przesmy­
ku, C — osady płytszych części przes­
myku, D — osady platformy bariery 
piaszczyste], E — osady subaeralne} 
części bariery 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 

rębie przesmyków pływowych mają duże szanse trwałego zachowania 
się. 

Profil osadów związanych z migracją współczesnego przesmyku pływowego poz­

nany został dzięki badaniom Kumara i Sandersa (1974) na Long Island koło  N o w e g o 
Jorku (ryc. 12-74). Profil zaczyna się osadami o charakterze bruku korytowego, złożo­
nymi z piasku, muszli i otoczaków.  N a d nimi występuje warstwa reprezentująca osady 

zapełniające głębszą część kanału. Są to piaski z warstwowaniem przekątnym o dużej 

skali, zorientowanym zgodnie z kierunkiem prądów odpływu; zestawy lamin oddzielone 
są nierzadko powierzchniami reaktywacji, nad którymi trafiają się podrzędnie zestawy 
lamin nachylone zgodnie z kierunkiem prądów przepływu. Wyżej leży warstwa poziomo 
laminowanych piasków utworzona w płytszej części przesmyku, przykryta bardzo gru­
bym zestawem stromo nachylonych lamin; zestaw ten przypomina budową deltę typu 
gilbertowskiego i powstaje w rezultacie lateralnego przyrostu platformy barierowej, roz­
winiętej w przesmyku poniżej średniego poziomu wody. Najwyższą część profilu tworzą 
piaski o strukturach typowych dla plaży i najpłytszej części przybrzeża. 

Po obu stronach przesmyku pływowego powstają zwykle nasypy 

określane jako delty pływowe (ang. tidal deltas, inlet deltas) (ryc. 12-75). 

Tego rodzaju delty położone od strony laguny formowane są w znacz­

nym stopniu przez prądy przypływu, zaś położone od strony morza — 

przez prądy odpływu. 

Rycina 12-75. Położenie i charakterystyczny kształt delt pływowych usytuowa­

nych po obu stronach przesmyku pływowego 

Nasyp delty pływowej widziany w planie wysunięty jest w stronę 

przeciwną od przesmyku (ryc. 12-76). Na jego peryferiach rozwinięty 
jest sierpowaty wał, którego zaplecze obniża się stopniowo w stronę 
przesmyku. Zaplecze to jest miejscem przepływu prądów pływowych 
wypływających z przesmyku. Z tymi prądami związane są formy podob­
ne do fal piaskowych, pokrywające zwykle tę część równi pływowej. 

478 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-76. Delta pływowa (przypływu), usytuowana w lagunie (według: Booth-
royd, in: R. A. Da vis 1978) 

A — plan delty, (czarnymi strzałkami zaznaczone prądy przypływu, białymi prądy odpływu), B — 
stan w 2/3 fazy przypływu  ( M H W — przeciętna wysoka woda), C — stan w 2/3 fazy odpływu 

Prądy skierowane w stronę przesmyku koncentrują się natomiast po ze­
wnętrznej stronie wału. Przedstawiony na omawianej rycinie obraz jest 
wysoce schematyczny. W rzeczywistości rzeźba wielu delt pływowych 
jest znacznie bardziej skomplikowana (Boothroyd 1978). 

Laguny 

Laguny oddzielone od morza barierami piaszczystymi są z reguły płytkie. 
W zależności od warunków klimatycznych oraz od połączenia z morzem 

Rycina 12-77. Rozmieszczenie różnych typów osadów w lagunie (według: Shepard 
& Moore 1955) 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 479 

wody lagun mogą mieć bardzo różny stopień zasolenia, co wpływa na 
charakter zasiedlających je organizmów i decyduje także o typie gro­
madzonych osadów (Rusnak 1960a, Shepard & Moore 1960). Na obsza­
rach o ciepłym i suchym lub półsuchym klimacie laguny bywają miej­

scem depozycji ewaporatów (zob. rozdz. 8) i osadów węglanowych (zob. 
rozdz. 7). Ogólnie jednak w lagunach dominuje sedymentacja klastycz­
nych osadów drobnoziarnistych (ryc. 12-77).  W i e l e tych osadów wyka­
zuje brak warstwowania lub tylko niewyraźną, zaburzoną laminację, co 
jest wynikiem intensywnej działalności organizmów mułożernych. Nie­
rzadkie są jednak osady o wyraźnym warstwowaniu, złożone z naprze-
mianległych lamin lub soczewek mułu i gruboziarnistego pyłu lub drob­
noziarnistego piasku; takie osady powstają zwykle na równiach pływo­

wych. Osady piaszczyste odgrywają większą rolę jedynie w pobliżu prze­
smyków stanowiących połączenie laguny z otwartym morzem. 

Osady wielu lagun położonych w klimacie wilgotnym są bogate 

w szczątki roślinne. Na dnie źle przewietrzanych lagun istnieją warunki 
umożliwiające gromadzenie się siarczków i substancji humusowych. 
W niektórych lagunach rozwijają się maty algowe bądź rafy ostrygowe. 

Depozycja w lagunach jest procesem dominującym, a tempo akumu­

lacji jest tutaj ogólnie szybsze niż na dnie sąsiadującego morza szelfo-
wego. W lagunach Teksasu stwierdzono, że współcześnie tempo przyro­
stu osadów wynosi tam 1 cm/rok. 

Rozwój i migracja barier 

Geneza współczesnych barier piaszczystych jest ciągle przedmiotem dys­
kusji (Hoyt 1967b, Schwartz 1973). Zgodnie z jednym poglądem bariery 
powstają z rew, które zasilane są piaskiem od strony szelfu i stopniowo 
nadbudowywane, wskutek czego wynurzają się nad poziom morza i na­
stępnie migrują w stronę lądu. Według drugiego poglądu bariery za­
wdzięczają swe powstanie przede wszystkim przemieszczaniu piasku 
przez prądy wzdłużbrzegowe: początkowo mają one postać mierzei na­
rastających od wysuniętych przylądków, a następnie są przerywane 
i przekształcają się w łańcuch wysy i półwyspów. W myśl trzeciego po­
glądu bariery tworzą się dzięki powolnemu podnoszeniu się poziomu 
morza i jednoczesnemu nadbudowywaniu istniejących na wybrzeżu na­
gromadzeń piasków (wydm nadmorskich i plaży).  W i e l e danych prze­
mawia za tym, że różne współczesne bariery powstawały w różny spo­
sób. 

Szczegółowe badania niektórych współczesnych barier i sąsiadują­

cych z nimi lagun, oparte m.in. na licznych wierceniach i oznaczeniach 
wieku osadów metodami radioaktywnymi, pozwoliły odtworzyć kierunek 
migracji barier. Stwierdzono, że w warunkach ustabilizowanego już w ho-
locenie poziomu morza pewne bariery migrują w kierunku stałego lądu, 

480 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-78. 
Poprzeczne przekroje barier 
piaszczystych (według: Dic-
kinson et al. 1972) 

A — bariera progradująca w stro­
ną morza (Galveston Island; linia­
mi przerywanymi zaznaczony wiek 
osadów w latach), B — bariera 
w zasadzie stacjonarna, nadbudo­
wywana (Padre Island), C — ba­

riera migrująca w stronę lądu 
(Rhode Island, Charlestown); bar-
dzo znaczne przewyższenia 

inne utrzymują się w miejscu i są nadbudowywane, inne wreszcie inten­
sywnie progradują w stronę otwartego morza (ryc. 12-78). Przykładem 

takiej progradującej bariery jest Galveston Island w Teksasie. 

Kopalne osady barier 

Zachowane w stanie kopalnym osady barier reprezentowane są przez 
piaszczyste ciała sedymentacyjne wydłużone zgodnie z kierunkiem wy­
brzeża. Od strony lądu zazębiają się one bądź wkraczają na osady mu-
łowe (z cechami osadów lagunowych), a po stronie przeciwnej z piaszczy-
sto-pelitycznymi osadami otwartego morza. Wskutek migracji barier 
związane z nimi ciała sedymentacyjne mogą tworzyć soczewki i kliny, 
daleko szersze niż w przypadku barier współczesnych i nierzadko zazę­
biające się ze sobą w poprzecznym przekroju całej badanej serii osa­
dów. Wskaźniki paleontologiczne i geochemiczne są bardzo pomocne do 
stwierdzenia różnic między sąsiadującymi z barierą osadami laguny 

i otwartego morza. 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 481 

Rycina 12-79. Kopalne osady bariery piaszczystej i laguny; utwory górnej jury 

w Luizjanie (według: Thomas & Mann 1966) 

Piaskowiec Terryville — osady bariery, łupki Hico — osady laguny formacja Scbuler — osady lądo­
we (głównie rzeczne), formacja Bossier — osady otwartego morza 

Na występowanie piaszczystych litosomów związanych z barierami 

zwrócono przede wszystkim uwagę podczas poszukiwań złóż ropy nafto­
wej i gazu ziemnego. Występowanie takich utworów stwierdzono np. 
w górnojurajskich formacjach Luizjany (ryc. 12-79), w dolnej kredzie 
Montany (Berg & Davies 1968) i w trzeciorzędzie Teksasu (Bovd & Dyer 

1966). 

Równie pływowe 

Równia pływowa (ang. tidal fiat) jest płaskim obszarem, zalewanym i od­
słanianym przez pływy, który zbudowany jest z osadów gromadzonych 
w wyniku ich działalności. Równie pływowe występują przede wszyst-

Rycina 12-80. Równie  p ł y w o w e na wybrzeżu Holandii (według: van Straaten & 
Kuenen 1958) 

1 — międzypływowa strefa równi, 2 — tereny wyżej wzniesione, 3 — izobaty poniżej poziomu śred­

nich odpływów wiosennych (w metrach) 

31 Zarys sedymentologii 

482 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

kim na wybrzeżach o umiarkowanej i dużej skali pływów (zob. ryc. 

12-64). W procesach sedymentacyjnych zachodzących na równi rola fa­

lowania jest podrzędna; dlatego też typowe równie współczesne wystę­
pują na osłoniętych odcinkach wspomnianych wybrzeży, a więc w lagu­
nach, zatokach i w obrębie estuariów oraz niektórych delt. Dobrze po­
znane pod względem sedymentologicznym są współczesne równie wy­
stępujące na wybrzeżach Morza Północnego w Republice Federalnej  N i e ­
miec (nazywane tam Watt; Reineck 1978), Holandii (określane tam jako 
wadden;

 van Straaten 1954a, van Straaten & Kuenen 1957) i wschodniej 

Anglii (Evans 1965), a także równie na kanadyjskim wybrzeżu Atlanty­
ku (Klein 1963, 1967b) i w Zatoce Kalifornijskiej (R. W. Thompson 1975). 

Powierzchnia równi wznosi się stopniowo w stronę brzegu. Rozwi­

nięte są na niej charakterystyczne systemy kanałów pływowych (ang. 

tidal channeis),

 przypominające w planie sieci krętych koryt rzecznych 

(ryc. 12-80). Pomiędzy nimi rozciągają się niemal zupełnie płaskie tereny, 

pokryte jedynie drobnymi formami akumulacyjnymi i erozyjnymi. Za­
sadnicza część obszaru równi należy do strefy międzypływowej. Przy­
legający do niej obszar strefy wyżejpływowej zajęty jest zwykle przez 
słone bagna. Głębsze części głównych kanałów pływowych są w zasa­
dzie stale wypełnione wodą i należą do strefy niżejpływowej. 

Sedymentacja na równi pływowej 

Materiał klastyczny donoszony jest na obszar równi przez prądy pływo­
we, z reguły od strony morza, laguny lub estuarium. Energia tych prą­
dów generalnie zmniejsza się w stronę lądu, wskutek czego w tym kie­
runku ogólnie zaznacza się zmniejszenie średnicy ziarna osadów. Oscy­
lacyjny charakter prądów oraz rozkład ich prędkości podczas cyklu pły­

wowego dodatkowo sprzyja gromadzeniu się materiału drobnoziarnistego 
w wyższych partiach strefy międzypływowej; depozycja zawiesiny za­

chodzi tam w warunkach zamierającego prądu przypływu podczas wy­
sokiej wody, a powstający w początkach odpływu prąd ma niewystar­
czającą prędkość, aby erodować złożony bezpośrednio wcześniej osad 
(van Straaten & Kuenen 1957). 

Na tych równiach, gdzie udział falowania jest znikomy, na płaskich 

terenach równi (poza systemami kanałów) w miarę zbliżania się do jej 
górnego krańca występują osady złożone w coraz większym procencie 
z ziarn frakcji drobnoziarnistych. Taki rozkład osadów jest skrajnie od­
mienny w porównaniu z piaszczystym wybrzeżem plażowym. W przy­
padku równi narażonych silniej na działanie falowania (np. na wybrze­
żach wschodniej Anglii, Evans 1965) wspomiana regularność rozkładu 
osadów jest zaburzona; w środkowej części profilu równi występuje pas 

piasków przerabianych przez fale. 

Prędkość prądów pływowych jest większa w kanałach niż na sąsia-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 483 

dujących z nimi płaskich terenach równi. Na obszarach niemieckiego 
wattu

 prędkości prądów w kanałach strefy międzypływowej dochodzą 

do 100—150 cm/s, a poza nimi do 50 cm/s.  T e g o rodzaju różnice powo­
dują, że w obrębie kanałów deponowane są osady o stosunkowo grub­
szym ziarnie niż na przyległych terenach płaskich. 

Rycina 12-81. 
Depozycja lamin pia­
szczystych i mułowych 
związana z rytmem pły­
wu (według: Reineck & 

Wunderlich 1967) 

A — miąższości warstw zde­

formowane dla pokazania 
osadów odpowiadających 
różnym fazom pływu, B — 
rzeczywista miąższość osa­
dów (profil mierzy około 

6—7 mm) 

Periodycznie, a przy tym skrajnie odmienne warunki depozycji zwią­

zane z cyklem pływowym znajdują swe odbicie w cechach osadów. Na 
równi pospolicie występują osady złożone na przemian z materiału 
o grubszym i drobniejszym ziarnie. Warstwy lub soczewki o ziarnie grub­

szym składają się zwykle z piasku lub gruboziarnistego pyłu i depono­

wane są przy udziale prądów przemieszczających materiał trakcyjnie. 
Materiał drobniejszy, reprezentowany przez różne odmiany mułu, depo­

nowany jest z zawiesiny, głównie w okresach zaniku ruchu  w o d y (ryc. 

12-81). Wzajemne proporcje jednego i drugiego materiału w osadach 

równi są różne i zależą od miejsca powstawania osadu. Wspomniane 
przyczyny powodują, że w osadach równi pływowej powszechnie repre­
zentowane jest warstwowanie smużyste, soczewkowe i faliste. Tam, gdzie 
trakcyjne działanie prądów jest znikome lub nie zachodzi, powstają pła­
sko laminowane osady drobnoziarniste. 

31 

484 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Wyższe partie równi zasiedlone są zwykle przez liczną lecz na ogół 

ubogą w gatunki faunę, która przyczynia się do przerabiania złożonych 
już osadów i powstawania licznych bioturbacji. Rola roślin jest podrzęd­
na i polega przede wszystkim na ochronie przed zmywaniem świeżo zde­
ponowanego osadu; np. niektóre glony pokrywają bardzo szybką po­

wierzchnię osadów strefy międzypływowej i tworzą rodzaj siatki ochron­
nej. 

Rycina 12-82. Schematyczny przekrój (na pierwszym planie) przez kanał na równi 
pływowej (według: Reineck 1958) 
Oś kanału zaznaczona linią przerywaną, warstwy mułu czarne, warstwy z przewagą piasku kropko­
wane na powierzchni brzegu wypukłego zaznaczony bieg (rozciągłość) i upad odkładanych tam 
warstw,- a — powierzchnia erozyjna 

Warunki sedymentacji w kanałach pływowych, szczególnie podczas 

odpływu, wykazują duże analogie do panujących w krętych korytach 
rzecznych. Na wypukłych brzegach kanałów powstają nagromadzenia 
osadów przypominające łachy meandrowe (Reineck 1958) (ryc. 12-82). 
Skala bocznej migracji kanałów pływowych bywa znaczna, rzędu kilku­
dziesięciu metrów na rok. Erozyjne dno kanałów pokrywa osad o typie 

Rycina 12-83. Schematyczny przekrój przez równię pływową i przyległą wyspę 

bariery piaszczystej (według: Reineck 1972) 

WW — poziom wysokiej wody, NW — poziom niskiej wody, 1 — osady starsze, 2 — materiał grub­

szy, muszle, klasty mułowe, 3 — piaski, 4 — naprzemianległe piaski i muły, 5 — muły, 6 — osady 

słonych bagien; bardzo duże przewyższenie 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 485 

bruku korytowego, złożony z piasku i intrakłastów mułowych. Nierzad­
kie są tam muszle, które niekiedy tworzą nawet charakterystyczny bruk 
muszlowy. Nadległe osady gromadzone w kanale to naprzemianległe 
warstwy piasków i mułów, ogólnie nachylone w kierunku lateralnego 
przyrostu osadów. Na niektórych równiach duża część utworów strefy 

międzypływowej reprezentowana jest przez osady akumulowane w obrę­

bie migrujących kanałów pływowych (ryc. 12-83). 

Kopalne  o r a d y równi pływowych 

Do charakterystycznego zespołu cech, które umożliwiają rozpoznanie 
kopalnych osadów równi pływowych, należą przede wszystkim: wystę­
powanie facji mułowo-piaszczystych z warstwowaniem smużystym, so­
czewkowym i falistym, obecność fauny morskiej, zazwyczaj zubożałej 
gatunkowo, występowanie w osadach piaszczystych przeciwnych kierun­

ków nachylenia lamin przekątnych, obecność powierzchni erozyjnych 

przykrytych zlepieńcem śródformacyjnym złożonym z intraklastów mu­
łowych i skorup mięczaków, występowanie w części osadów licznych 
bioturbacji. 

W ciągu ostatnich lat ukazało się wiele prac, w których opisano zespoły facji zwią­

zane z równiami pływowymi, występujące w utworach różnego wieku, począwszy od 
prekambryjskich Takie osady stwierdzone zostały m.in. przez van Straatena (1954) 
w górnym dewonie Ardenów, Wunderlich rozpoznał je w utworach dolnego emsu Nad­
renii, Klein (1970) w prekambrze Szkocji i w prekambrze Kalifornii (ryc. 12-84), a Tan-
kard i Hobday (1977) w utworach ordowiku okolic Kapsztadu. 

Estuaria 

Termin estuarium (pochodzący od łacińskiego aestus — pływ) stosowany 
bywa obecnie w bardzo różnym znaczeniu. W tej książce określamy nim 
wybitnie rozszerzające się ujście rzeki, w którym działalność pływów od­
grywa istotną rolę w przebiegu procesów sedymentacyjnych. 

Współczesne estuaria występują głównie na wybrzeżach o dużej lub 

umiarkowanej skali pływów (zob. ryc. 12-64). Pod względem genezy re­
prezentują one dwa typy. Jeden to przyujściowe odcinki dawnych dolin 
rzecznych, zatopione wskutek podniesienia się poziomu morza we wczes­
nym holocenie; drugi to estuaria, które swój obecny kształt zawdzięczają 

niemal wyłącznie działaniu pływów (np. ujścia koryt rozprowadzających 
na deltach intensywnie modelowanych przez pływy). 

W obrębie estuarium zachodzi „rozcieńczanie" wody rzecznej w sło­

nej wodzie morskiej. Przebieg tego procesu zależy od ilości wody mor­
skiej wprowadzanej podczas przypływu oraz od dopływu wody rzecznej 
i konfiguracji estuarium. W aspekcie tego procesu wyróżnia się cztery 

hydrologiczne typy estuariów (Pritchard 1955); w pierwszych dwóch roz-

486 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-84. Osady pływowe w formacji  W o o d Canyon, późny prekambr, wschod­

nia Kalifornia i zachodnia Newada (według: V. G. Klein, in; Ginsburg 1975) 

Profile: A — ogólny, B — sedymentologiczny, C, D, E — szczegółowe 

wija się przy dnie mniej lub bardziej wyraźny klin w.ody słonej, w dwóch 
pozostałych mieszanie wód zachodzi przy powierzchni i przy dnie lub 
w całym profilu. Ogólnie jednak zasolenie wody estuarium zmniejsza się 
wraz z odległością od jego wylotu do morza, co znajduje wyraz w zmia­
nie zespołów fauny i flory. 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ 487 

Rycina 12-85. 

Estuarium 

1 — wydłużone grzbiety- piaszczyste, 

2  — r ó w n i e pływowe, 3— kierunki 
prądów pływowych 

Charakterystyczną cechą rzeźby wielu estuariów jest obecność du­

żych grzbietów piaszczystych, wydłużonych zgodnie z kierunkiem osi 
estuarium (ryc. 12-85). Pomiędzy nimi rozwinięte są stosunkowo głębo­
kie kanały, modelowane przez prądy przypływu i odpływu. Nierzadko 
prądy przypływu skoncentrowane są w innych kanałach niż prądy od­

pływu. 

Warunki sedymentacji 

Materiał klastyczny gromadzony w obrębie estuarium donoszony jest 
zarówno przez rzekę, jak i dostarczany od strony morza. Na ogół współ­
czesne estuaria związane są z rzekami, w których koncentracja zawiesiny 

jest stosunkowo niewielka.  W o d y estuariów są jednak specyficzną „pu­
łapką" zawiesiny, bowiem wskutek mieszania się wody słodkiej ze słoną 
dochodzi tutaj do flokulacji koloidalnych cząstek zawartych w wodzie 
rzecznej (zob. rozdz. 6). Ponadto zawiesina donoszona jest do estuarium 
przez prądy przypływu. Depozycja materiału drobnoziarnistego zachodzi 
głównie na równiach pływowych rozwiniętych w obrębie estuarium, ale 
pelityczne przewarstwienia pospolite bywają również w osadach pozo­
stałej części estuarium. 

Materiał grubszy, frakcji grubego pyłu, a przede wszystkim piasku, 

deponowany jest głównie w głębszych oraz bardziej odległych od brze­

gów częściach estuarium. Materiał ten przemieszczany jest trakcyjnie 

przez prądy pływowe, których maksymalne prędkości Są zwykle rzędu 

100—200 cm/s, a nawet więcej. Piasek gromadzony jest głównie w obrę­

bie wspomnianych grzbietów piaszczystych, których wysokość dochodzić 
może do 25 m, szerokość do kilkuset metrów, a długość do kilku kilo­
metrów. Powierzchnia tych grzbietów pokryta jest zazwyczaj dużymi, 

migrującymi riplemarkami lub falami piaskowymi. W strukturach osa­

dów związanych z tymi formami zarejestrowane bywają dwa przeciwne 
kierunki transportu materiału. 

Dno kanałów pływowych jest miejscem depozycji najgrubszego ma-

488 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

teriału. Oprócz piasku gromadzone są tutaj intraklasty mułowe, otoczaki 
oraz muszle; trafiają się też bryły torfu (Oomkens & Terwindt 1960). 

W p ł y w falowania na przebieg procesów sedymentacyjnych w estu­

arium zaznacza się tylko w miejscach płytszych. W szerokim i otwartym 
estuarium Żyrondy  w y p ł y w ten praktycznie zanika na głębokości około 

15 m (G. P. Allen 197l). 

W czwartorzędowych osadach estuariowych na obszarze delty Renu, 

deponowanych w strefie niżejpływowej, wyróżniono trzy główne facje 
(Terwindt 1971). 

— gruboziarniste piaski z warstwowaniem przekątnym o dużej skali 

typu rynnowego lub tabularnego z pospolitym układem jodełkowym (ryc. 

12-86), miejscami z wkładkami pyłowymi; 

Rycina 12-86. 
Warstwowanie przekątne o 
dużej skali w kopalnych 
osadach pływowych (inter­
pretowanych jako utwory 

gromadzone w głębokim ka­
nale); oligocen, Belgia (ry­
sunek na podstawie fotogra­

fii, według: de Raaf & Boer-

sma 1971) 

Przekrój mniej więcej równoległy 
do kierunku prądów, widoczny 

charakterystyczny układ jodełkowy 

— średnio i drobnoziarniste piaski z płaską laminacja poziomą, war­

stwowaniem przekątnym o małej skali oraz z warstwowaniem smuży-

stym; 

— drobnoziarniste piaski i muły, z warstwowaniem soczewkowym 

i falistym. 

Stopniowe wypełnianie estuarium osadami daje w rezultacie sek­

wencję o normalnej gradacji ziarna. W dole tej sekwencji spodziewać 
się można zespołu fauny zasiedlającej wody słone, w górze natomiast 
fauny typowej dla wód brakicznych. 

ŚRODOWISKA MORSKIE 489 

Rycina 12-87. Podział środowisk morskich 

Strefa litoralną obejmuje zasadniczo obszar między linią średniego, 

przypływu i odpływu (strefa eulitoralna). Niekiedy wydziela się jeszcze 
dodatkowo od strony lądu strefę supralitoralną, zalewaną lub jedynie 

zwilżaną podczas maksymalnych przypływów i okresów burzowych. 

Strefa nerytyczna sięga od linii odpływu po krawędź szelfu. Trady­

cyjnie jako średnią głębokość granicy szelfu przyjmuje się 200 m. Jednak 

ostatnio Shepard (1973) opierając się na nowych danych kartograficz­

nych wykazał, że załamanie powierzchni szelfu i jego przejście w skłon 
kontynentalny znajduje się przeciętnie na głębokości 130 m. 

Strefa batialna sięga od krawędzi szelfu do około 4000 m. W jej ob­

rębie znajduje się skłon kontynentalny i płytsze części den oceanów. 

Strefa abisalną obejmuje głębokości ód 4000 do 6500 m. W tej strefie 

leży większość głębokich den oceanicznych. 

Strefa hadalna znajduje się poniżej 6Ó00 m. Głębokości hadalne wy­

stępują w rowach oceanicznych. 

Strefom tym odpowiadają do pewnego stopnia strefy wyróżniane ze 

względu na charakter występujących w nich osadów, są to: 

— strefa litoralną, pokrywająca się z odpowiadającą jej strefą głę­

bokościową; 

— strefa sublitoralna, odpowiadająca zasadniczo głębokościowej 

strefie nerytycznej; 

— strefa hemipelagiczna, obejmująca skłon kontynentalny i przyle-' 

głe doń dna basenów oceanicznych; udział materiału terygenicznego 
w osadach tej strefy jest jeszcze  z n a c z n y . 

Ś R O D O W I S K A MORSKIE 

Najbardziej ogólny podział morskich środowisk sedymentacyjnych opie­
ra się na dwu podstawowych kryteriach, którymi są: głębokość dna i in­
tensywność dostawy materiału terygenicznego z lądu. 

Ze względu.na pierwsze kryterium wyróżnia się strefę litoralną, ne-

rytyczną, batialną, abisalną i hadalną (ryc. 12-87). 

490 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

— strefa pelagiczna, do której należą dna otwartych mórz i ocea­

nów; w osadach pelagicznych brak jest materiału pochodzącego z lądu, 
lub jest on ograniczony zasadniczo do cząstek frakcji ilastej; frakcje 
grubsze występują w nim jedynie sporadycznie. 

Strefy hemipelagiczna i pelagiczna mogą znajdować się na bardzo 

różnych głębokościach. Błędem jest traktowanie tych stref jako synoni­

mów stref głębokościowych batialnej i abisalnej. Na obszarach, do któ­
rych dostawa materiału z lądu jest niewielka, strefa sedymentacji pela-
gicznej może występować już na głębokościach nerytycznych, podczas 
gdy w innych pojawia się ona dopiero na głębokościach abisalnych. Na­
tomiast strefa hemipelagiczna, która zasadniczo znajduje się w zasięgu 
głębokości batialnych, w przypadku występowania dużych głębokości 
w pobliżu lądów, schodzi do głębokości abisalnych, a nawet hadalnych. 

Przedstawiony poniżej przegląd morskich środowisk sedymentacyj­

nych rozpoczyna się od środowiska sublitorainego. Środowisko litoral-
ne, znajdujące się na pograniczu obszarów morskich i lądowych, zostało 

omówione wcześniej (str. 467). 

Środowisko sublitoralne 

Procesy sedymentacyjne w środowisku sublitoralnym są w znacznie 
większym stopniu niż w innych środowiskach morskich uzależnione od 
mniej lub bardziej lokalnych czynników, takich jak: ukształtowanie dna, 
obecność lub brak pływów, miejscowy układ i siła prądów, rodzaj orga­
nizmów bentonicznych, sąsiedztwo ujść większych rzek itp. 

Duża zmienność tych czynników w przestrzeni i czasie powoduje, 

że w strefie sublitoralnej powierzchnie pokryte osadem określonego typu 
są zazwyczaj niewielkie i rzadko przekraczają kilkaset kilometrów kwa­
dratowych. 

Podobne zróżnicowanie osadów istnieje również w profilu pionowym. 

Niewielkie oscylacje poziomu morza, czy nawet zjawiska czysto lokalne, 
takie jak utworzenie się na jakimś obszarze płycizny, zmiana układu prą­
dów, powstanie rafy, zniszczenie mierzei zamykającej lagunę itp., powo­
dują daleko idące zmiany w charakterze gromadzących się osadów. 

W środowisku sublitoralnym oprócz czynników, których siedliskiem 

jest morze, działają również czynniki pochodzące spoza hydrosfery, ma­
jące szerszy, regionalny zasięg. Należą do nich światło, klimat i sezonal-
ne zmiany temperatury. 

W czystych wodach na średnich i niskich szerokościach geograficz­

nych światło może docierać do głębokości około 150 m. Zazwyczaj jed­
nak ze względu na jego rozproszenie przez falowanie i obecność zawie­
siny granica strefy eufotycznej w morzach otwartych leży na głębokości 
około 100 m lub płycej. Powyżej tej granicy możliwy jest rozwój roślin 

ŚRODOWISKA MORSKIE 491 

zielonych, z którymi w rozmaity sposób związane są liczne gatunki zwie­
rząt osiadłych. 

Również do głębokości około 150 m dają się odczuć strefy klima­

tyczne i sezonowe zmiany temperatury. Wywierają one istotny wpływ 
na skład gatunkowy biocenoz bentonicznych i ich rozmieszczenie baty-
metryczne w różnych szerokościach geograficznych. Ciepłolubne gatunki 
przywiązane są do odpowiadających im stref klimatycznych, natomiast 
gatunki zimnolubne, które w wysokich szerokościach geograficznych za­
siedlają wody płytkie, w strefach cieplejszych schodzą do większych 
głębokości, w miarę jak chłodne wody oddalają się od powierzchni. 

Klimat, a ściślej biorąc temperatura i związane z nią stężenie jonów 

zawartych w wodzie morskiej mają również istotny wpływ na powsta­
wanie niektórych osadów i minerałów autigenicznych. Współcześnie szel­
fowe osady wapienne tworzą się na szerszą skalę w strefie tropikalnej 
i subtropikalnej, gdyż obecnie tylko w tych strefach dochodzi do prze­
sycenia wody węglanem wapnia. Z minerałów autigenicznych w wodach 

ciepłych powstaje na niewielkich głębokościach również szamozyt. 

Sedymentacja klastyczna na szelfie jest jedynie pośrednio uzależ­

niona od klimatu poprzez jego oddziaływanie na procesy wietrzenia 
i erozji na przyległym lądzie. Osady szelfów polarnych odznaczają się 
na ogół małą zawartością minerałów ilastych, dużym udziałem polimik-
tycznych żwirów związanych z działalnością lodowców i obecnością 
chlorytu we frakcjach drobnych. W strefach tropikalnych wilgotnych 
osady szelfowe obfitują w muły z dużym udziałem minerałów ilastych, 
wśród których w pobliżu ujść rzek przeważa kaolinit. Głównym skład­
nikiem osadów gruboziarnistych jest kwarc. W klimatach gorących i su­

chych ziarna kwarcu są często pochodzenia eolicznego. Osady szelfowe 
w pozostałych strefach klimatycznych nie mają wyraźnych cech" diag­
nostycznych. 

Poziom energii wód nerytycznych jest, ogólnie rzecz biorąc, stosun­

kowo wysoki. Podstawa falowania dzieli je na dwie strefy. Osady skła­
dane powyżej podstawy falowania znajdują się w zasięgu działania sil­

nych i na ogół zmiennych prądów wywołanych falowaniem i pływami. 

Poniżej podstawy falowania dynamika wód jest znacznie słabsza i sedy­
mentacja sublitoralna w pobliżu dolnej granicy tej strefy coraz bardziej 

upodabnia się do sedymentacji w obszarach hemipelagicznych. 

Głębokość podstawy falowania zależy od siły wiatrów i rozległości basenu mor­

skiego. W morzach otwartych przy długo utrzymujących się sztormach może ona sięgać 

nawet do 200 m i więcej, przeważnie jednak leży znacznie płycej. W morzach zamknię­
tych działalność fal ograniczona jest do kilku lub kilkunastu metrów. 

Analiza osadów kopalnych nie zawsze dostarcza odpowiednich da­

nych pozwalających ocenić w metrach głębokość ich środowiska sedy­
mentacji, przeważnie jednak można ją określić względem podstawy fa­
lowania. 

492 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Ogólnie przyjmuje się, że większość osadów mórz epikontynental-

nych, pokrywających w ubiegłych epokach geologicznych rozległe prze­
strzenie kontynentów, powstała w środowisku określonym w tej książce 
jako sublitoralne. Osady te jednak w dość zasadniczy sposób różnią się 
od dzisiejszych osadów szelfowych, co sprawia, że metoda aktualistyczna 
powinna być stosowana do nich z dużą dozą ostrożności. 

Obecna topografia i osady obszarów sublitoralnych są w znacznej 

mierze odziedziczone po okresie plejstoceńskim, w którym poziom mo­
rza znajdował się 150—230 m poniżej obecnego. Reliktowe utwory plej-
stoceńskie oraz materiał pochodzący z ich przeróbki zaścielają około 50% 
powierzchni dzisiejszych szelfów. Spotyka się wśród nich osady glacjal­
ne, proglacjalne, osady przybrzeżne pochodzące z okresu transgresji, 
jaka miała miejsce po ustąpieniu lodowców, a nawet osady lądowe. 
Większość ich nie osiągnęła jeszcze równowagi względem panujących 
obecnie warunków hydrodynamicznych, co w znacznym stopniu zaciem­
nia obraz współczesnej sedymentacji klastycznej na szelfie. 

Drugą istotną przyczyną ograniczającą użyteczność metody aktuali-

stycznej jest odmienna sytuacja paleogeograficzna mórz epikontynental-
nych w okresach wielkich transgresji. Strefa sublitoralna była wówczas 
bardziej rozległa, a przyległe do niej lądy dostarczały na ogół znacznie 
mniej materiału niż obecnie. Te czynniki, łącznie z łagodniejszym klima­
tem w wielu częściach świata, stwarzały dogodne warunki do powstawa­
nia szeroko rozprzestrzenionych osadów węglanowych, które we współ­
czesnym środowisku sublitoralnym są ograniczone do niewielkich obsza­
rów. 

W strefie sublitoralnej można wyróżnić, ze względu na charakter 

gromadzących się w niej osadów i przy pominięciu przypadków pośred­
nich, dwa krańcowe typy sedymentacji: sedymentację silikoklastyczną 
i sedymentację węglanową. 

Środowisko płytkomorskiej sedymentacji siiikoklastycznej 

W środowisku sedymentacji siiikoklastycznej przeważa terygeniczny 
materiał ziarnisty składający się głównie z kwarcu i krzemianów (piaski, 
muły, żwiry). Głównymi czynnikami kształtującymi osady są prądy pły­
wowe, prądy sztormowe i falowanie. Działalność tych czynników nakła­
da się na siebie i tylko w

r

 celu uproszczenia dalszego wywodu zostaną 

one omówione oddzielnie. Inne ruchy wody, jak prądy oceaniczne, prądy 
gęstościowe itp., odgrywają niewielką rolę w formowaniu osadów płyt-

komorskich. 

O s a d y prądów pływowych 

Prędkość okresowych prądów pływowych zmienia się w czasie i prze­
strzeni (por. rozdz. 2). Postępując wzdłuż gradientu prędkości prądu moż-

ŚRODOWISKA MORSKIE 

na wydzielić strefy odznaczające się różnymi formami dna utworzonymi 
z transportowanego materiału (H. D. Johnson 1978). Kolejno są to: piasz­
czyste wstęgi, piaskowe fale pływowe, płaty piaszczyste oraz dno po­
kryte mułem (ryc. 12-88). 

W S T Ę G I  P I A S Z C Z Y S T E I  P I A S Z C Z Y S T E  F A L E  P Ł Y W O W E |  P Ł A J Y /  | M U Ł 

P I A S Z C Z Y S T E , 

Rycina 12-88. Formy dna w prądzie pływowym; Objaśnienia w tekście (według: 
Kenyon 1970, zmienione) -

Piaszczyste wstęgi (ang. sand ribbon) powstają na obszarach o małej 

ilości piasku przy stosunkowo dużych prędkościach prądów (zazwyczaj 
ok. 100 cm/s i więcej przy powierzchni). Są one wydłużone równolegle 
do kierunku płynięcia prądu. Ich grubość nie przekracza zwykle 1 m, 
długość dochodzi do 15 km, a szerokość do 200 m (Kenyon 1970). 

Przy mniejszych szybkościach (50—100 cm/s) dominującą formą dna 

stają się piaskowe fale pływowe (ang. sand wave). Ich asymetria zazwy­
czaj jest zgodna z kierunkiem prądu powierzchniowego, wysokość wy­
nosi 3—15 m, a długość grzbietu waha się przeważnie w granicach 150— 

500 m.  N i e jest jednak całkiem jasne, czy są to formy współczesne, czy 
też odziedziczone po okresie plejstoceńskim. Niekiedy bowiem są one 
symetryczne lub strome zbocze form asymetrycznych zwrócone jest pod 
prąd. Ponadto obserwowano duże riplemarki migrujące skośnie na po­
wierzchni piaskowych fal pływowych. Mało jest również danych o struk­
turach wewnętrznych tych form (H. D. Johnson 1978; J. R. L. Allen 1980). 

W strefie małych prędkości prądów pływowych powstają cienkie 

płaty piaszczyste (ang. sand patches.) zbudowane z dobrze wysortowane-
go, drobnoziarnistego piasku, które stopniowo mogą przechodzić w pionie 
i poziomie w źle wysortowany osad mułowy. Są one pokryte riplemar-
kami i zawierają różnorodną infaunę, która w znacznym stopniu zaciera 
pierwotną strukturę osadu. Płaty piaszczyste powstają przez opadanie 

materiału niesionego przez prąd w zawiesinie. 

Poza strefą płatów piaszczystych gromadzą się już tylko osady mu-

łowe. Składają się one z materiału transportowanego przez zamierające 
prądy pływowe oraz z cząstek swobodnie opadających z powierzchni 

morza. 

Nieustaloną pozycję w systemie prądów pływowych zajmują grzbie­

ty piaszczyste (ang. tidal sand ridges). Są to wydłużone zgodnie z kie­
runkiem tworzących je prądów, asymetryczne w przekrojach poprzecz-

494 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

nych duże formy dna, zbudowane z dobrze wysortowanego średnioziar-
nistego piasku z detrytusem muszlowym. Ich długość dochodzi do kilku­

dziesięciu kilometrów, szerokość jest rzędu 1—2 km, ą wysokość 10— 

40 m. Prądy przypływu i odpływu płyną wzdłuż grzbietu zwykle po jego 

przeciwnych stronach. Są one odchylane w prawo przez siłę Coriolisa 
i transportują piasek w formie dużych riplemarków wędrujących skośnie 
ku jego osi (ryc. 12-89), które nadbudowują grzbiet. Na osi grzbietu na­
stępuje lawinowe osypywanie się piasku po jego przeciwległym, bardziej 
stromym zboczu. W rezultacie dominującą strukturą wewnętrzną grzbie­
tów są grube zestawy warstwowania przekątnego w dużej skali. 

Rycina 12-89. 
Powstawanie pływowych grzbie­
tów piaszczystych (według: 
Caston 1972, zmienione) 

1 — prądy pływowe, 1 — transport 

materiału 

Prądy przypływu i odpływu mają zazwyczaj różne prędkości, z czym 

wiąże się ilość transportowanego przez nie piasku i szybkość przemiesz­
czania się dużych riplemarków na przeciwległych stokach grzbietu.  W y ­
nikiem zróżnicowanego transportu jest asymetria tych grzbietów i ich 
wędrówka w kierunku poprzecznym do prądów pływowych (Caston 

1Ó72). 

O s a d y formowane przez falowanie i sztormy 

Silne prądy pływowe, oddziałujące w istotny sposób na sedymentację, 

powstają jedynie tam, gdzie wysokość  p ł y w ó w osiąga co najmniej

 3— 

4 m. Przeważnie są one jednak znacznie niższe i dominująca rola w for­
mowaniu osadów przypada falowaniu i prądom powstającym w okresach 
sztormowych. Te dwa czynniki kształtują też ogólny rozkład facji na 
szelfie. 

Współcześnie rozkład facji zależy jednak w znacznej mierze od 

osiągniętego przez osad stopnia równowagi z panującymi warunkami 
hydrodynamicznymi. Na szelfach, które równowagę tę już osiągnęły lub 
zbliżają się do niej, obserwuje się stopniową zmianę facji, od gruboziar­
nistych do coraz drobniejszych w miarę oddalania się od brzegu. Jest 
to klasyczny model rozkładu facji przedstawiony przez D. W. Johnsona 

(1919). Na większości współczesnych szelfów rozkład facji jest jednak 

mozaikowy, co świadczy, że ich osady nie dopasowały się jeszcze do 

obecnej dynamiki wód. Generalnie na szelfie można wyróżnić trzy fa­
cje: piaszczystą, mułową i piaszczysto-mułową (Kulm et al. 1975). 

ŚRODOWISKA MORSKIE 

Facja piaszczysta (ryc. 12-90) występuje wzdłuż linii brzegowej i na 

przylegającym do niej szelfie wewnętrznym. Reprezentują ją drobno­
ziarniste piaski współczesne oraz różnie uziarnione piaski i żwiry relik­
towe. W pobliżu krawędzi szelfu i na płyciznach mogą one zawierać 
znaczne ilości glaukonitu. Pierwotne struktury sedymentacyjne w utwo­
rach facji piaszczystej są w znacznym stopniu zniszczone na skutek prze­
robienia osadu przez organizmy, niekiedy tylko zachowuje się pozioma 
laminacja. Warstwy piasku utworzone podczas sztormów przez opada­
jącą zawiesinę mają uziarnienie frakcjonalne i stopniowo przechodzą 
w nadległy osad mułowy. Piaski transportowane przez falowanie i zwią­

zane z nim prądy tworzą wielkie, wydłużone formy akumulacyjne — 

rewy i mierzeje (por. str. 475). 

Rycina 12-90. 
Rozkład facji na szelfie (według: 
Kulm et al. 1975) 

Facja mułowa pokrywa największe powierzchnie na szelfie środko­

wym i zewnętrznym. Główna masa mułów powstaje przez swobodne opa­
danie najdrobniejszych cząstek z powierzchni morza. 

Facja piaszczysto-mułowa zajmuje miejsce pomiędzy obiema pierw­

szymi na szelfie środkowym, albo je zastępuje na szelfie zewnętrznym. 
W osadach tej facji nastąpiło całkowite zatarcie struktur wewnętrznych 
na. skutek działalności organizmów bentonicznych i wymieszanie facji 
piaszczystej z mułową. 

Osady kopalne 

Osady klastyczne strefy sublitoralnej nie mają odrębnych, sobie tylko 
właściwych cech sedymentologicznych. Ich odróżnienie od podobnych 
utworów powstających w innych środowiskach musi wynikać z łącznej 

oceny wielu różnego rodzaju przesłanek. Między innymi na płytkomor-

skie środowisko sedymentacji wskazują: 

— autochtoniczna fauna bentoniczna, której zasięg głębokościowy 

nie przekracza 100—200 m; 

— fauna, otwartego morza występująca tylko jako nagromadzenia 

muszli lub w postaci rozproszonego detrytusu muszlowego; 

— skamieniałości śladowe należące do zespołu Cruziana, a w spo­

kojniejszych wodach — Zoophycos; 

496 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

— minerały autigeniczne, takie jak: glaukonit, szamozyt, fosforany; 
— duża teksturalna i mineralogiczna dojrzałość osadów piaszczy­

stych; 

— lateralny związek badanych osadów z typowymi osadami przy­

brzeżnymi lub morza otwartego; 

— położenie w cyklu transgresywno-regresywnym. 
Dopiero po ustaleniu płytkomorskiego charakteru badanych osadów 

można przystąpić do bardziej szczegółowej analizy sedymentologicznej, 
prowadzącej do rozpoznania głównych czynników odpowiedzialnych zą 
ich powstanie. 

Osady prądów pływowych odznaczają się powszechnym występo­

waniem warstwowania przekątnego. Dominującym typem są tabularne 
zestawy warstwowania przekątnego w dużej skali, ponadto spotyka się 
zestawy riplemarków wstępujących, rynnowe warstwowanie przekątne 
oraz — bardzo charakterystyczne dla tych utworów — jodełkowe war­
stwowanie przekątne o przeciwnych kierunkach upadu lamin w nadle-
głych zespołach (ryc. 12-91). Struktury te reprezentują wędrujące pia­
skowe fale pływowe i duże riplemarki. 

Rycina 12-91. 
Typy warstwowan przekąt­
nych w osadach prądów pły­
wowych 

A, C — fale piaszczyste, B — 
osady kanału erozyjnego, R — po­
wierzchnie reaktywacji 

Cechą o dużej wartości diagnostycznej dla osadów prądów pływo­

wych jest bimodalny rozkład kierunków warstwowania przekątnego 
z dwoma przeciwstawnymi maksimami. Maksima te reprezentują odmien­
ne kierunki prądów przypływu i odpływu. Ponieważ jednak jeden z tych 
prądów jest zazwyczaj znacznie słabszy, a ponadto są one często, usy­
tuowane w różnych miejscach, nieraz odległych od siebie o wiele kilo­
metrów, w wielu przypadkach występuje tylko jedno maksimum, zaś 

drugi kierunek reprezentowany jest jedynie przez bardzo nieliczne po­
miary. Stąd też obecność nawet pojedynczych zestawów warstwowanych 
przekątnie w kierunku przeciwnym w stosunku do dominującego jest 
ważkim argumentem przemawiającym za środowiskiem prądów pływo­

wych. 

Inną ważną cechą rozpoznawczą omawianych osadów są rozległe, 

płytko wcięte powierzchnie erozyjne (ryc. 12-92). Na powierzchniach 
tych często znajdują się skupiska muszli, zaś w osadzie podścielającym 

środowiska  m o r s k i e 497 

dość pospolite są struktury bioturbacyjne. Z cech negatywnych warto 
wymienić brak głębokich kanałów erozyjnych, które licznie Występują 
w strefie litoralnej i bezpośrednio poniżej linii odpływu. 

Rycina 12-92.  T y p y powierzch­
ni erozyjnych w osadach prą­
dów pływowych (na podstawie: 
H. D. Johnson 1978) 
1 — powierzchnia nieregularna lub 

falista, relief do 1 m, 2 — płytki ka-
nał erozyjny, relief do 1m, 3 - roz­
legła powierzchnia erozyjna, relief do 
20 cm, wyścielona warstwą gruboziar­
nistego plasku lub żwirku o grubości 
jednego ziarna 

Pod względem granulometrycznym osady te składają się  g ł ó w n i e ze 

średnio- do gruboziarnistego piasku z podrzędnymi wkładkami żwirów 

i mułów. 

Osady burzowe reprezentowane są zazwyczaj przez dobrze wysor-

towane drobno- i średnioziarniste piaski przeławicone mułami. Grubość 

w a p t w piasków i mułów wynosi przeważnie około 20—30 cm, docho­
dząc maksymalnie do 2 m. 

Warstwy piasków są często uziarnione frakcjonalnie. Mają one ostre, 

erozyjne powierzchnie spągowe, niekiedy podkreślone zlepieńcem ero­
zyjnym, brukiem otoczakowym lub warstewką pokruszonego materiału 
muszlowego. Mogą też występować na nich delikatne hieroglify narzę­
dziowe, prądowe, pogrązy oraz płytkie kanały, których głębokość nie 
przekracza na ogół 50 cm. Powierzchnie stropowe nie wykazują śladów 
erozji. Są one gradacyjne, ze stopniowym przejściem w nadległy osad 
drobnoziarnisty, lub ostre. Ostre powierzchnie mogą być płaskie lub po­
kryte riplemarkami falowymi. Na wewnętrzną strukturę warstw piasków 
składa się laminacja pozioma, która ku górze przechodzi w niskokątową 

(5—8

0

) laminację przekątną. Niekiedy stropowa część warstwy jest za-

burzona przez bioturbacje, które zacierają granicę między osadem piasz­
czystym i mułowcowym. 

Osady sztormowe mają wiele cech wspólnych z utworami prądów 

zawiesinowych, bowiem jedne i drugie powstają w wyniku działalności 
zanikających prądów. W przypadku osadów sztormowych są to denne 
prądy wywołane spiętrzeniem wód powierzchniowych przez intensywne 
falowanie. Prądy te transportują materiał uniesiony z dna przez głęboko 
sięgające fale. Uważa się, że każda warstwa odpowiada przebiegowi zja­

wisk podczas jednego okresu burzowego. Okres ten można podzielić na 
trzy etapy: erozji, akumulacji i posztormowego przerabiania materiału. 
W etapie erozji, który trwa do momentu największego nasilenia sztormu, 
zostaje usunięta część osadu zalegającego dno. Na wytworzonej po-
wierzchni erozyjnej pozostaje tylko najgrubszy materiał tworzący bruki 

32 Zarys sedymentologii 

1 

498 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Rycina 12-93. 
Pozycją warstwowania prze­
kątnego kopułowego w sekwen­
cji osadów wykazujących przej­
ście od utworów nerytycznych 
do lądowych (według: Hamblin 

& Walker 1979, zmienione) 

muszlowe lub otoczakowe. W miarę słabnięcia sztormu rozpoczyna się 
sedymentacja. Unoszony w zawieszeniu piasek opada, tworząc osad la­

minowy poziomo i często uziarniony frakcjonalnie. W trzecim, posztor-
mowym etapie falowy ruch  w o d y powoduje powstawanie riplemarków 
na świeżo złożonym osadzie, który jednocześnie może być zasiedlany 

przez organizmy wytwarzające struktury bioturbacyjne. 

W okresach międzysztormowych w spokojnych wodach gromadzą 

się stosunkowo cienkie warstwy osadów mułowcowych, które przedzie­
lają bardziej gruboziarniste warstwy utworów burzowych. 

W ostatnich latach opisano z płytkomorskich osadów kopalnych specyficzny typ 

warstwowania przekątnego, który — jak się wydaje — może być uznany za strukturę 
diagnostyczną dla strefy położonej między normalną a burzową podstawą falowania 

(Harms et al. 1975, Hamblin & Walker 1975, Bourgeois 1980) (ryc. 12-93). Ten typ okre­

ślany jest w języku angielskim terminem hummocky cross-stratification; jako polską 

nazwę proponujemy „kopułowe warstwowanie przekątne". 

ŚRODOWISKA MORSKIE 499 

Rycina 12-94. Warstwowanie przekątne kopułowe (według: Hamblin & Walker 

1979, zmienione) 

Geneza kopułowego warstwowania przekątnego nie została jeszcze wyjaśniona we 

wszystkich szczegółach. Harms (1975b) przypisuje jego powstanie intensywnym ruchom 
wody wywołanym przez silne sztormy, podczas których następuje obniżenie podstawy 
falowania. Falowanie i związane z nim prądy sztormowe powodują erozję, której efek­
tem jest pagórkowata rzeźba dna. Jednocześnie znaczne ilości materiału zostają unie­

sione w postaci zawiesiny. W miarę słabnięcia sztormu, materiał ten opada pokrywając 

wzniesienia i obniżenia laminowanym osadem. Laminy układają się równolegle do po­

wierzchni podłoża tworząc omawiany typ warstwowania przekątnego. 

Poza zasięgiem silnych prądów i falowania mogą powstawać stosun­

kowo grube pakiety osadów mułowych. 

Kopalne osady silikoklastyczne strefy sublitoralnej występują dość 

pospolicie. Dawniej środowisko ich sedymentacji interpretowane było 

głównie na podstawie charakteru fauny i jej pozycji w stosunku do osa­
dów lądowych i głębokomorskich; ostatnio rekonstrukcje paleogeógra-

ficzne są bardziej szczegółowe i w dużym stopniu opierają się również 
na cechach sedymentacyjnych. 

32* 

Warstwowanie tego typu występuje w ławicach drobnoziarnistych piaskowców, 

przeławiconych pyłowcami lub mułowcami. Warstwy mułowca zwykle zawierają liczne 
struktury bioturbacyjne. Spąg ławic piaskowcowych jest ostry, płaski lub lekko falisty, 
często ze śladami erozji niżejległego osadu. Równie ostre są powierzchnie stropowe, 
zdarzają się jednak, że bywają one silnie zaburzone przez bioturbacje. Występujące 
w tych ławicach warstwowanie przekątne składa się z zestawów lamin tworzących nie­
wielkie kopuły. Na szczytach kopuł zestawy i tworzące je laminy są cienkie, ich gru­
bość wzrasta stopniowo w obniżeniach oddzielających wzniesienia wskutek czego ku 
stropowi zestawu maleje i tak już generalnie niewielki kąt nachylenia lamin. W prze­

kroju pionowym — niezależnie od jego orientacji — wiązki lamin mają przebieg falisty 
i przechodzą przez kilka sąsiadujących ze sobą kopuł i obniżeń (ryc. 12-94). Amplituda 

owych fal jest zwykle rzędu 10—12 cm, a rozstęp między kopułami wynosi 1—5 m. 
W obrębie ławicy obserwuje się niewielkie niezgodności kątowe między poszczególny­

mi zestawami lamin. 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

\ 

Między innymi Anderton (1976) podaje przykład kopalnych osadów 

deponowanych na szelfie z silnie działającymi pływami. Są to utwory 
prekambru w południowej Szkocji, głównie piaskowce kwarcytowe, 

z podrzędnymi wkładkami mułowców. Naprżemianległe osady piaszczy-
sto-mułowe z licznymi strukturami związanymi z falowaniem zostały 
opisane przez de Raafa i in. (1976) z dolnego karbonu południowej Orlan-
dii, a płytkomorskie osady z typowymi strukturami sztormowymi wraz 
z ich przejściem do osadów lądowych — w zachodnie) Kanadzie, w pra­

cach Hamblin & Walker (1979) i Leckie & Walker (1982). W Polsce intere­

sujący przykład stanowią górnokredowe osady niecki śródsudeckiej za­

wierające m.in. wielkoskalowe warstwowanie skośne. 

M

 m-m 

Rycina 12-95. 
Przykład interpretacji profilu 
płytkomorskich osadów kla­
stycznych 

Facja A — osady sztormowe przedzie­
lone warstwami mulów osadzonych z 
zawiesiny podczas .' okresów niskiej 
energii wód: 1 — uziarniona irakcjo-
nalnie ławica piasku rozpoczynająca 
się brukiem, otoczakowym.—lub war­
stewką pokruszonego materiału musz-
lowegof /

 lctó»

 fety' na powierzchni 

erozyjnej, gradacyjne przejecie w nad-
legły osad mułowyi 8 — warstewka 
drobnoziarnistego piasku z licznymi 

riplemarkami falowymi powstałymi w 

okresie poBztormowymi 3 — uziarnio­

na. frakcjonalnłe ławica piaskowca; 

w stropie riplemarki falowe i prądo­

we utworzone przez prądy sztormowe) 

ostra górna powierzchnia, 4 — ławica 

prądowa wypełniająca płytki kanał 

erozyjny; w stropią przerobiona przez 

organizmy żyjące w osadzie; 5 — ka­

nał utworzony przez prąd sztormowy 

wypełniony przez piaskowiec z licz­

nymi riplemarkami prądowymi 1 falo­

wymi. Facja B — osady prądów pły­

wowych, . gruboławicowe piaskowce 

'warstwowane przekątnie w dużej ska-

lii przeciwstawne kierunki transportu* 

duża miąższość kompleksu pozwala go 

interpretować jako wycinek fali pias­

kowej 

Przykład interpretacji płytkomorskich osadów silikoklastycznych 

przedstawia rycina 12-95. 

Środowiska płytkowodnej sedymentacji węglanowej 

Rozwój i przewaga osadów węglanowych w niektórych obszarach nasze­

go globu wiąże się bezpośrednio z dwoma czynnikami. Są nimi: 

ŚRODOWISKA MORSKIE 

— obfitość bentosu będącego głównym dostarczycielem materiału 

węglanowego; 

— brak dopływu materiału klastycznego (krzemionkowego), którego 

obfitość wywołuje mętnienie wód, zmniejszenie przepuszczalności świa­
tła oraz powoduje abrazję miękkich cząstek wapiennych. 

Największe nasilenie produktywności organicznej obserwuje się 

współcześnie w niskich szerokościach geograficznych, w obszarach sub­
tropikalnych i w pasie tropikalnym. Znacznemu nagromadzeniu materia­
łu węglanowego sprzyja odpowiednia subsydencja obszaru depozycji 
przy równoczesnym utrzymaniu warunków płytkowodnych, najbardziej 

korzystnych dla rozwoju bentosu. 

Sedymentacja osadów węglanowych zachodzi współcześnie na ob­

szarach dwu typów: na platformie szelfowej połączonej z kontynentem 
oraz na platformie izolowanej, wznoszącej się z głębi oceanicznych. Przy­
kładem pierwszej z nich są wybrzeża południowej Florydy oraz połud­
niowe i południowo-zachodnie wybrzeża Zatoki Perskiej. Przykładem 
drugiej jest platforma Bahamów. 

Wielka Ławica Bahamska 

Najlepiej i najdokładniej rozpoznano platformę węglanową wysp Bahama 

(ryc. 12-96). Stwierdzono na niej płytkowodne utwory wapienne o miąż­

szości około 4500 m. Subsydencja platformy, połączona z sedymentacją 
węglanową, trwa na tym obszarze co najmniej od kredy. 

Platforma bahamska, oddzielona od wybrzeży Florydy przesmykiem 

florydzkim, wznosi się z głębi oceanicznych, osiągających w przybliże­
niu 850 m w części zachodniej i około 3500 m na wschodzie. Długość 
platformy wzdłuż kierunku północ—południe wynosi około 700 km, jej 
szerokość na linii wschód—zachód — około 300 km. Obszar platformy 
przecinają trzy kanały: Providence Channel, Tongue of the Ocean 
i Exuma Sound, których głębokość w częściach osiowych osiąga odpo­
wiednio: 600—3500 m, 1300—2500 m i 1600—2000 m (Bathurst 1971). 

Największa wyspa Bahamów, Andros, przechodzi ku północy, zacho­

dowi i południowi w rozległy szelf, zwany Wielką Ławicą Bahamska 

(Great Bahama Bank). Na jej obszarze głębokość morza nie przekracza 
10 m, przeważnie jednak jest mniejsza. Na zewnątrz krawędzi Wielkiej 

Ławicy Bahamskiej następuje nagłe załamanie szelfu i gwałtowny wzrost 
głębokości od około 10 do 200 m na dystansie 2 km. Stok szelfowy osią­

ga miejscami nachylenie 45°. 

Wielka Ławica Bahamska jest zbudowana z wapieni i dolomitów 

kredy, trzeciorzędu i plejstocenu, na których leży pokrywa luźnych osa­
dów współczesnych o miąższości 3—3,5 m. Pokrywa ta jest nieciągła, 
miejscami scementowane utwory plejstoceńskie wychodzą na powierzch­
nię tworząc drobne wysepki lub podwodne skałki, zwłaszcza wzdłuż kra-

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

wędzi Ławicy. Ich obecność w znacznej mierze ogranicza wymianę płyt­

kich wód platformy z wodami otaczających głębin, co prowadzi do wy­
tworzenia specyficznego, spokojnego środowiska morskiego. 

U wschodnich wybrzeży wyspy Andros ciągnie się wąski, przery­

wany pas skałek i raf, zamykający przylegającą do niej lagunę. 

Ruch wody, odgrywający doniosłą rolę w dostarczaniu pożywienia 

organizmom zasiedlającym dno płycizn bahamskich, wywołany jest głów­
nie prądami pływowymi. Ich prędkości na obszarach otwartych nie prze­
kraczają 25 cm/s, w kanałach pływowych dochodzą do 100 cm/s. Kie­
runki prądów są modyfikowane przez dominujące w okresie letnim wia­

try wschodnie i południowo-wschodnie, w zimie zaś — przez wiatry pół­
nocno-wschodnie i okresowo północno-zachodnie. 

Różnica między poziomem morza w czasie przypływu i odpływu na 

obszarze Wielkiej Ławicy Bahamskiej jest nieznaczna. Wysokie spiętrze­
nie wód i pojawienie się szybkich prądów wiąże się wyłącznie z huraga­
nami. 

Zasolenie zmienia się nieco w ciągu roku. Izarytmy słoności, z grub­

sza równoległe do zachodnich wybrzeży wyspy Andros, wykazują wy­
raźne, koncentryczne ułożenie wokół Williams Island, gdzie notuje się 
najwyższą wartość 4,6% (maj 1955). W kierunku przesmyku Florydy za­
solenie spada do około 3,7% (Cloud 1962). 

Średnia temperatura wód powierzchniowych na obszarze Wielkiej 

Ławicy Bahamskiej mieści się w granicach 22—31°C dla najchłodniej­

szych i najcieplejszych miesięcy roku. 

Tabela 12-3. Zależności między rodzajem dna a zespołami fauny bentonicznej na 

obszarze Wielkiej Ławicy Bahamskiej 

Wedhig: Newell et al. 1959 

Szczegółowe badania przeprowadzone na tym obszarze (Newell et 

al.

 1959, Purdy 1963) dostarczyły wielu informacji dotyczących zespołów 

fauny i flory, charakteru środowisk i rozmieszczenia litofacji. Zaobser­
wowano wyraźną zależność między zespołami organizmów zasiedlają-

ŚRODOWISKA MORSKIE 503 

cych dno a rodzajem podłoża i ruchliwością ośrodka wodnego. Związek 
ten ilustruje tabela 12-3. 

Wysepki, rafy i płycizny, ciągnące się wzdłuż krawędzi Wielkiej 

Ławicy Bahamskiej przejmując na siebie najsilniejsze uderzenia fal wy­
gaszają je i ograniczają prędkość prądów pływowych. W związku z tym 
wewnętrzna część Wielkiej Ławicy, tworząca tzw. lagunę szelfową, od­
znacza się bardzo spokojnym środowiskiem sedymentacyjnym. To stop­
niowe zanikanie turbulencji w połączeniu z rodzajem podłoża i zespołami 
zasiedlających je organizmów znajduje odzwierciedlenie w wyróżnio­

nych (Purdy 1963) litofacjach (tab. 12-4). Są to: 

— litofacja koralowo-gloriowa (obejmująca również rafy); 
— litofacja oolitowa, rozdzielona na: 

— subfację oolitowa właściwą, 
— subfację oolitowa mieszaną; 

— litofacja grudkowa (grapestone); 
— litofacja mułowa; 
— litofacja mułowo-peloidowa (pellet-mud). 

Tabela 12-4. Zależność między energią środowiska, rodzajem dna i litofacją 

Wedhig: Newell et al. 1959, Purdy 1963b i Bathurst 1971 

Występowanie litofacji koralowo-glonowej jest zawężone do ze-

wnętrznej krawędzi Wielkiej Ławicy Bahamskiej, a głównie do jej części 
wschodniej, północnej i w mniejszym stopniu północno-zachodniej (ryc. 

12-96). W składzie osadów dominującą rolę odgrywają pokruszone ele­

menty szkieletowe korali, glonów wapiennych i mięczaków, ponadto wy­

stępują otwornice, peloidy i ooidy. Materiał ten jest reprezentowany 

przez frakcje piaszczyste. Stwierdzono także obecność mułów węglano­
wych w ilości około 10,8% wag., co w ruchliwym środowisku jest zja­

wiskiem dość zastanawiającym. Przypuszcza się, że muł powstaje w wy­
niku abrazji mechanicznej materiału grubszych frakcji. 

Litofacji koralowo-glonowej towarzyszą rafy rozmieszczone głównie 

po wschodniej, podwietrznej stronie Wielkiej Ławicy Bahamskiej, gdzie 

wraz z plejstoceńskimi skałkami tworzą wąską, poprzecinaną kanałami 

504 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

barierę. Bariera ta zamyka płytką lagunę, ciągnącą się równolegle do 
wschodnich wybrzeży wyspy Andros. Na pozostałym obszarze Wielkiej 
Ławicy Bahamskiej rafy, przeważnie w postaci gniazdowych wystąpień 

(ang. patch reef), notowane są rzadko. 

Litofacja oolitowa została podzielona na dwie subfację: oolitowa 

właściwą i oolitowa mieszaną, różniące się między sobą w dość istotny 
sposób. Pierwsza z nich jest związana wyłącznie z płyciznami, ciągną­
cymi się wzdłuż zachodniej krawędzi Wielkiej Ławicy Bahamskiej  ( r y c . 

12-96) i sąsiadującymi z głębokimi wodami przesmyku Florydy. Dla ob­

szaru tego charakterystyczne są silne prądy pływowe, osiągające pręd­
kości rzędu 150 cm/s, w związku z czym piaski oolitowe znajdują się 
w niemal bezustannym ruchu. Tworzą one formy o charakterze megari-
plemarków i są z reguły pozbawione fauny i flory, poza. szybko zagrze-
bującym się w podłożu małżem Tivela abaconis. Strefę płycizn uważa 

Rycina 12-96. 
Rozmieszczenie litofacji węgla­
nowych na obszarze Wielkiej 

Ławicy Bahamskiej (zestawione 
przez Bathursta 1971) 

1 — skały węglanowe plejstocenu, li-

tofacje: 2 — mułowa, 3 mułowo— 
-peloidowa, 4 — oolitowa właściwa, 
5 peloidowa (grudkowa), 6 — ooli­
towa mieszana, 7 — koralowo-glono-

wa, 8 — rafy 

się za obszar macierzysty dla ooidów, ze względu na silną turbulencję, 
która obok nasycenia wód węglanem wapnia umożliwia ich pełny roz­
wój. Według Newella et al. (1960) optymalne warunki dla akrecji oolito-
wej panują na głębokości 1,8 m poniżej poziomu odpływu. 

Osady subfacji oolitowej właściwej składają się w przewadze 

z ooidów (średnio 92,6%), którym towarzyszą nieliczne elementy szkie-
letowe i peloidy (Purdy 1963). 

ŚRODOWISKA MORSKIE 

Subfacja oolitowa mieszana pokrywa obszary obrzeżające central-

ną część laguny szelfowej, przechodząc stopniowo w fację grudkową 

(ryc. 12-96, 12-97). W osadzie złożonym głównie z frakcji piaszczystych 
dominują ooidy (średnio 60,l%), jednak poważną domieszkę tworzą pe-

loidy (średnio 21,7%), zwłaszcza grudki groniaste oraz elementy szkiele­
towe (średnio lO,5%). Środowisko sedymentacyjne omawianej subfacji 

jest, w porównaniu z poprzednim, znacznie spokojniejsze, z lokalnie tyl­
ko rozwiniętymi megariplemarkami (Newell et al. 1959), Bliższe obser­
wacje wykazują, że jedynie szczyty riplemarków zbudowane są z mate­
riału luźnego, natomiast większość powierzchni dna pokrywa cienka 
mata organiczna (Bathurst 1967), która uniemożliwia prądom pływowym, 
wprawianie ziara w ruch. W środowisku tym nie zachodzi zjawisko akre-

cji oolitowej. Ooidy zostały przypuszczalnie doprowadzone prądami z są­
siednich płycizn, będących dla nich obszarem macierzystym, bądź też 

reprezentują osad reliktowy, znacznie starszy od towarzyszących im pe-
loidów. 

Rycina 12-97._ 
Przekrój przez platformę ba­
hamska (według: Blatt ef al. 

1980, nieco zmienione) 

1 — plejostoceńskie skały węglanowe, 
litofacje: 2 — oolitowa, 3 — mułowa, 
4 — mułowo-peloidowa, 5 — koralo-

wo-glonowa, 6 — rafy 

Litofacja grudkowa. Jej występowanie jest związane z północną i po­

łudniową częścią Wielkiej Ławicy Bahamskiej,

  g d z i e

 stwierdzono wa­

runki bardzo zbliżone do panujących w subfacji oolitowej mieszanej. 

Piaski wapienne powleczone są matą organiczną, która je unieruchamia 
i zapobiega tworzeniu się riplemarków. Stwierdzono, że po jej usunięciu 
powierzchnia piasków w ciągu krótkiego czasu pokrywa się riplemarka­
mi (Bathurst 1967). Świadczy to o dość znacznej ruchliwości środowiska, 
co wszakże nie znajduje odzwierciedlenia w osadzie, oraz o roli maty 
jako czynnika stabilizującego luźny materiał. Jest to jednocześnie wska­
zówka, którą należy mieć na uwadze przy interpretacji środowisk kopal­
nych. Innym, równie ważnym czynikiem unieruchamiającym luźny osad 

są trawy morskie (Thalassia), tworzące miejscami gęste łąki podwodne. 
Świat organiczny w omawianym środowisku jest bogaty. Występują tu 
liczne ślimaki, małże, jeżowce, kraby, glony wapienne, a nawet niektóre 
gatunki korali, nie wymagające skalistego podłoża. 

W osadzie litofacji grudkowej najliczniej są reprezentowane peloi-

dy, wśród których przeważają grudki groniaste (średnio 32%). Materiał 

szkieletowy nie jest zbyt obfity (średnio 12,7%), ooidy pojawiają się 

506 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

znacznie rzadziej niż w obrębie subfacji oolitowej mieszanej (średnio 

14,9%). Średnia zawartość mułu osiąga 4,5% wagowo. 

Litofacja mułowa i mułowo-peloidowa są ograniczone do centralnej 

części Wielkiej Ławicy Bahamskiej (ryc. 12-96), osłoniętej od wpływu 

wiatrów i pozbawionej silnych prądów pływowych. Dno laguny szelfo-
wej zasłane jest mułem aragonitowym, zawierającym zmienne ilości pe-
loidów, prawie wyłącznie typu fekalnego, które w obrębie litofacji mu-
łowo-peloidowej osiągają średnio 32,6%. Muły z niewielką ilością peloi-

dów koncentrują się wzdłuż zachodnich wybrzeży wyspy Andros i wo­
kół Williams Island, po czym ku zachodowi przechodzą w muły z peloi-
dami i ponownie w fację względnie czystych mułów (ryc. 12-96, 12-97). 
W obszarze tym fauna jest reprezentowana przez nieliczne gatunki mię­
czaków, jeżowców, gąbek, jeden gatunek korala zasiedlającego luźny 
osad oraz osłonice (Didemnum candidum), skorupiaki, otwornice i wie-
loszczety. Spośród roślin należy wymienić glony wapienne (m.in. Halime-

da, Penicillus, Acetabularia)

 oraz trawy: Thalassia i Syringodium; te 

ostatnie tworzą zazwyczaj rozproszone kępy i zarośla. 

W próbkach osadu litofacji mułowo-peloidowej zawartość frakcji 

pyłowej i pelitycznej wynosi średnio 42,8% wag.; frakcja piaszczysta re­
prezentowana przez peloidy (grudki kałowe) osiąga maksymalnie prawie 

50% (średnio 32,6%). Ilość materiału szkieletowego nie przekracza śred­

nio 10,8%. Grudki są przypuszczalnie produktem wieloszczetów (Cloud 

1962), żerujących w miękkim osadzie mułowym. 

W litofacji mułowej frakcje najdrobniejsze (pyłowa i pelityczna) 

osiągają średnio 61,7% wagowo, notowano jednak wartości dochodzące 

maksymalnie do 92,3%. Zawartość elementów szkieletowych wynosi 

średnio 16,8% a peloidów typu fekalnego — 12,5% (Purdy 1963). 

Osady tej facji są pokryte rozwijającą się lokalnie matą organiczną. 

W obszarach zajętych przez litofację mułową nie obserwuje się transpor­

tu materiału po dnie ani tworzenia się riplemarków. Omawiane utwory 
nie wykazują pierwotnej laminacji, natomiast widoczne są struktury bio-

geniczne w postaci tuneli i kanałów żerowiskowych. 

Oprócz wymienionych wyżej osadów typowych dla płytkiego i spo­

kojnego zbiornika szelfowego pokrywającego platformę węglanową, z Ba­

hamów znane są również utwory strefy pływów, rozwinięte u zachod­
nich wybrzeży wyspy Andros (Shinn et al. 1969). Strefa pływów w po­
staci płaskiej i niskiej równi biegnie równolegle do zachodnich wybrzeży 

wyspy. Jej szerokość dochodzi miejscami do 16 km, a długość przekra­
cza 120 km. W strefie tej można wyróżnić pas zewnętrzny, pocięty ka­
nałami pływowymi i zalewany wodą w czasie normalnego przypływu, 

a odsłaniany w czasie normalnego odpływu, oraz pas wewnętrzny, bag­
nisty, zalewany jedynie w czasie pływów syzygialnych, bądź podczas 
okresów sztormowych. Pas zewnętrzny jest właściwą strefą międzypły-
wową, pas wewnętrzny — to strefa ponadpływowa. W strefie międzypły-

ŚRODOWISKA MORSKIE 507 

wowej rozwinięty jest system kanałów głównych, rozwidlających się 
w kierunku lądu w sieć drugo- i trzeciorzędnych drobnych kanałów, prze­
ważnie osuszanych w czasie odpływu. Ponadto na obszarze równi wy­
stępują płytkie stawy i zagłębienia (ang. pond), które podobnie jak ka­
nały główne — są wypełnione wodą morską nawet w czasie odpływu. 

Osady kanałów pływowych są bardzo zróżnicowane. Można tu spot­

kać zarówno bardzo drobnoziarniste muły, jak i muszlowce, intraklasty 

zbudowane z na wpół skonsolidowanego mułu i peloidy. Powierzchnie 

form akumulacyjnych w dnach kanałów są pokryte riplemarkami. 

W stawach i drobnych zbiornikach wodnych tworzą się głównie 

miękkie, jednorodne muły węglanowe, pozbawione laminacji wskutek 

intensywnej działalności organizmów mułożernych. Wśród fauny domi­

nują ślimaki (Batillaria) i otwornice (Peneroplis proteus). 

Pozostała część równi międzypływowej (poza kanałami i płytkimi 

zbiornikami wodnymi) pokryta jest osadami złożonymi głównie z drob­
nych peloidów typu fekalnego z domieszką szczątków otwornic. Utwory 
te nie wykazują laminacji, liczne są natomiast ślady korzeni namorzyn 
i kanały żerowiskowe. Miejscami rozwijają się maty sinicowe, lecz struk­

tury laminowane zachowują się rzadko. 

Strefa ponadpływowa obejmuje zasadniczo wewnętrzny pas bagien, 

lecz z punktu widzenia morfologii zaliczane są do niej również wały pla­
żowe (ang. beach ridge) oraz wały brzegowe (ang. levee), leżące w obrę­

bie strefy międzypływowej, lecz nie zalewane w czasie normalnych pły­
wów. 

Wały plażowe ciągną się wzdłuż zachodnich wybrzeży Andros od­

graniczając strefę sublitoralną (niżejpływową) od strefy międzypływo­
wej. Są one zbudowane z frakcjonalnie uziarnionego piasku wapiennego 
laminowanego przekątnie i poziomo, w skład którego wchodzi materiał 
biokłastyczny, peloidy i czasami mułowe intraklasty. Laminy są zazwy­
czaj nieciągłe, a między nimi pojawiają się poziome lub sferyczne próż­
nie typu struktur oczkowych (ang. birdseye). 

W a ł y brzegowe towarzyszą kanałom pływowym. Składają się one 

głównie z laminowanego piasku peloidalnego uziarnionego frakcjonal­
nie. 

Osady strefy bagien zajmują szeroki pas wewnętrzny w obrębie rów­

ni pływowej. Są to głównie muły z peloidami oraz znaczną ilością materii 
organicznej. Struktury sedymentacyjne w postaci naprzemianległych jas­
nych i ciemnobrunatnych lamin są częste i dobrze zachowane. Ciemno­
brunatne, bogate w materię organiczną laminy są wynikiem intensywne­

go rozwoju mat sinicowych. Laminy jasne, tworzące się w czasie wyjąt­
kowo wysokich (np. burzowych) pływów z materiału mułowego dopro­

wadzonego z morza, stosunkowo łatwo wysychają, twardnieją i pękają 

na poligonalne fragmenty. W utworach tych stwierdzono obecność wczes-
nodiagenetycznego dolomitu (Shinn et al. 1965). 

508 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Zatoka Perska 

Zatoka Perska łącząca się poprzez cieśninę Hormuz z Oceanem Indyj­
skim, mierzy około 1000 km długości i 200—300 km szerokości. Jej średnia 

głębokość wynosi około 35 m. Leży ona na kontynentalnym szelfie, któ­
rego krawędź i skłon znajdują się w Zatoce Omańskiej. Osiową częścią 
Zatoki Perskiej biegnie granica między stabilnym skłonem tarczy arab­
skiej a tektonicznie mobilną, irańską strefą fałdową (góry Zagros). 

Południowe, arabskie wybrzeża Zatoki Perskiej odznaczają się obec­

nością niskich, płaskich równi zwanych sebha, osiągających niekiedy 
10 km szerokości. 

Północne, irańskie wybrzeża zatoki są przeważnie skaliste. Wzdłuż 

nich ciągnie się wąski pas przybrzeżnych równi poprzecinanych koryta­
mi rzek, spływających ze znajdującego się na zapleczu Zagrosu. 

Obszar Zatoki Perskiej odznacza się suchym, kontynentalnym, sub­

tropikalnym klimatem. Charakterystyczne dlań są silne wiatry północ­
no-zachodnie i północne, osiągające 7—10° w skali Beauforta. Średni 

opad roczny na wybrzeżu arabskim jest niższy od 5 cm. Latem tempe­
ratura powietrza osiąga nierzadko 45—50°C, w zimie może spaść do 
0°C. Efektem silnych wiatrów, wysokiej temperatury i rzadkich opadów 
jest intensywne parowanie wód zatoki i wysokie zasolenie, zwłaszcza 

w obszarach przybrzeżnych, co z kolei prowadzi do powstawania mine­
rałów ewaporatowych w supralitoralnych osadach sebha. 

Ubytek wód zatoki wskutek ewaporacji nie jest kompensowany do­

pływem wód rzecznych ani opadami. W rezultacie rozwija się powierzch­
niowy prąd wyrównawczy, doprowadzający do zatoki świeżą wodę ocea­
niczną. Z kolei ciężkie, słone wody powierzchniowe opadając na dno, 
podnoszą zasolenie wód dennych. W związku z tym w zatoce tworzy się 
prąd denny wód zasolonych, skierowany w stronę oceanu. 

Prądy pływowe w Zatoce Perskiej osiągają prędkość około 50 cm/s; 

płyną one na głębokości 0—4 m ponad dnem. Różnica poziomów waha 

się od około 1,5 m w obszarze przybrzeżnych barier do poniżej 1 m w ob­

rębie lagun. 

Fale i prądy wywołane wiatrem są najważniejszym mechanizmem 

transportu materiału w płytkiej, arabskiej części basenu. Podstawa falo­
wania osiąga tu co najmniej 20 m. gdyż w osadach na tej głębokości do­
minują piaski bioklastyczne i oolitow

T

e charakterystyczne dla środowiska 

o wysokiej energii. 

Większa część Zatoki Perskiej może być uważana za basen częścio­

wo zamknięty z uwagi na ograniczoną wymianę wód z Oceanem Indyj­
skim poprzez wąską cieśninę Hormuz. W centralnej części zatoki zaso­
lenie wód powierzchniowych wynosi średnio 3,7 do 4,0°/o, natomiast 
w płytkich obszarach południowego wybrzeża wzrasta ono do 5,0%, 
a w lagunach i zatokach przekracza nawet 7,0% (Purser & Seibold 1973). 

ŚRODOWISKA MORSKIE 509 

Świat organiczny Zatoki Perskiej jest dość bogaty i różnorodny. 

W mułach zaścielających centralną część basenu spotyka się kokkolity 
i pteropody, natomiast otwornice planktoniczne ograniczone są do obsza-
ru cieśniny Hormuz. 

Na rozwój i występowanie bentosu duży wpływ wywiera rodzaj 

podłoża (Hughes Ciarkę & Keij 1973). Na podłożu skalistym rozwijają 
się korale, którym towarzyszą krasnorosty, małże, ślimaki, jeżowce 4 gąb­
ki. Na dnie mulisto-piaszczystym przeważa infauna, głównie ślimaki, mał­
że i jeżowce, ponadto są licznie reprezentowane otwornice bentoniczne 

i małżoraczki. Do wszechobecnych organizmów należą sinice, lecz naj­

większą rolę odgrywają one w obszarach równi pływowych i w strefie 

supralitoralnej. 

Rycina 12-98. Rozmieszczenie głównych typów osadów w południowe} części Za­
toki Perskiej (według: Wagner & Togt 1973, zmienione) 

1 — piaski, 2 — piaski z mułem, 3 — muły, 4 — osady strefy nadpływowe], 5 — wysady solne 

W południowej części Zatoki Perskiej wyróżniono trzy zasadnicze 

typy osadów (Wagner & van der Togt 1973) (ryc. 12-98): 

510 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

— osady mułowe; 

— osady piaszczysto-mułowe; 
— osady piaszczyste. 

W skład mułów, oprócz bardzo drobnych frakcji węglanowych, za­

wierających m.in. kokkolity, wchodzą peloidy, pokruszone lub zachowa­
ne w całości muszle małżów i otwornice. Domieszka substancji ilastych, 
doprowadzanych od strony wybrzeża irańskiego, dochodzi niekiedy do 

20%. Utwory te zajmują najgłębszą, centralną część basenu. W miarę 
przesuwania się w kierunku południowych, arabskich wybrzeży i spłyca­
nia zbiornika następuje wyraźny wzrost ilości grubszych frakcji w wę­
glanowych osadach mułowych, które przechodzą stopniowo w utwory 

piaszczysto-mułowe ze zmienną zawartością (10—50%) frakcji najdrob­
niejszych. 

Węglanowe utwory piaszczysto-mułowe pokrywają dno na głębo­

kości około 40—20 m. W środowisku tym o względnie niskiej energii 
frakcję piaszczystą reprezentują głównie szczątki małżów, którym towa­
rzyszą pancerzyki otwornic i płytki jeżowców oraz grudki fekalne. 

W nieco płytszych (między 10 a 20 m) obszarach otwartej części 

zbiornika, w środowisku o umiarkowanej energii, dno pokrywają piaski 
wapienne. Falowanie jest w stanie usunąć drobny materiał mułowy, ale 
na ogół nie powoduje przemieszczenia ziarn piasku. Sedymentacja jest 
więc wyraźnie zwolniona, wskutek czego istnieją dogodne warunki do 
tworzenia się bryłek cementacyjnych. One to wraz ze szczątkami małżów 
stanowią dominujący składnik osadu. Ponadto występują ślimaki, otwor­
nice i elementy szkieletowe jeżowców. 

Środowiska sedymentacyjne południowej, przybrzeżnej części base­

nu są silnie zróżnicowane, co uwidacznia się w charakterze osadów. 

W obszarach wystawionych na działalność silnych wiatrów tworzą 

się osady środowisk o wysokiej energii. Należą tu głównie piaski zło­
żone z pokruszonych skorup małżów, które są lokalnie zastępowane przez 
piaski oolitowe, tworzące tzw. delty pływowe u ujść kanałów pływo­
wych i przesmyków w obrębie barier (Loreau & Purser 1973). W są­
siedztwie raf koralowo-glonowych dominują piaski złożone z pokruszo­
nych szkieletów organizmów rafotwórczych. 

W zatokach i lagunach osłoniętych od wiatru i częściowo zamknię­

tych barierami i mierzejami panują spokojne warunki sedymentacji. 
Wśród osadów przeważają muły węglanowe i piaski z mułem, w których 
głównymi elementami ziarnowymi są muszle ślimaków, pancerze otwor­
nic i grudki fekalne. W przypadku zbiorników odizolowanych od dopły­
wu wód z zatoki dochodzi w nich do wytrącania gipsu. 

Wzdłuż lagun i zatok ciągną się szerokie równie pływowe i suprali-

toralne (sebha), które są miejscami intensywnego rozwoju mat sinico-
wych (Kendall & Skipwith 1968), krystalizacji minerałów ewaporatowych 

i dolomityzacji (Illing et al. 1965). 

ŚRODOWISKA MORSKIE 511 

Rafy 

Na krawędzi platform węglanowych rozwijają się rafy koralowo-glono-
we, wytwarzające specyficzny rodzaj środowiska ekologicznego i wy­
wierające duży wpływ na procesy sedymentacyjne. 

Rafa jest strukturą podmorską, zdolną do przeciwstawienia się dzia­

łalności fal i prądów", utworzoną w głównej mierze przez osiadłe orga­
nizmy kolonijne (Lowenstam 1950). Do najważniejszych organizmów ra-
fotwórczych należą korale, glony wapienne i stułbiopławy. Budują one 

sztywną, jakkolwiek porowatą, konstrukcję, w obrębie której gromadzi 
się luźny materiał, pochodzący w znacznym stopniu z rozkruszaniem ele­

mentów szkieletowych. Materiał ten wiążą i utrwalają porastające rafę 
glony wapienne. 

Najbujniejszy rozwój organizmów obserwuje się wzdłuż podwietrz-

nej krawędzi platform (np. Wielka Rafa Barierowa Australii, Reef Tract 
Florydy, rafy Bahamów) w związku z dostarczaniem pożywienia od stro­
ny otwartego morza. Ich wzrost ku górze jest ograniczony poziomem 
morza, natomiast zasięg głębokościowy reguluje naświetlenie i przezro­
czystość wód. 

W środowisku rafowym wyróżnić można trzy obszary sedymenta­

cyjne: 

— obszar przedrafowy (ang. fore-reef), ciągnący się od krawędzi 

rafy w kierunku otwartego morza; 

— obszar grzbietu rafowego (ang. reef crest lub main reef structure), 

obejmujący właściwą budowlę rafową; 

— obszar zarafowy (ang. back-reef), rozprzestrzeniający się w kie­

runku laguny i lądu. 

W obszarze przedrafowym gromadzi się luźny materiał pochodzący 

głównie z erozji rafy. Zależnie od energii prądów i falowania oraz kie­

runku transportu materiał ten jest lepiej lub gorzej wysortowany. 

Obszar grzbietu rafowego odznacza się wysoką energią środowiska. 

Świat organiczny tej strefy jest bardzo bogaty i różnorodny. Organizmy 
rafotwórcze i towarzyszące rozwijają się w warunkach płytkowodnych, 
niekiedy, w czasie wyjątkowo silnych odpływów, ulegają nieznacznemu 
wynurzeniu. Najbujniejszy rozwój korali notuje się w zewnętrznej części 
obszaru rafowego; od strony lądu lub laguny następuje ich stopniowe 
obumieranie i przysypywanie materiałem okruchowym, pochodzącym ze 
zniszczenia żywych korali, który falami wyrzucany jest na rafę. Groma­
dzi się on w wewnętrznej części obszaru rafowego, prowadząc do pow­
stania równi piaszczystej, zasiedlonej skąpo przez niektóre gatunki ma­
sywnych korali (np. Porites). 

Obszar zarafowy obejmuje lagunę przylegającą do lądu lub zamknię­

tą pierścieniem rafowym (atol), bądź też, jeśli rafa tworzy formę wstę­
gową lub półkolistą — obszar płycizn zawietrznych (ang. back reef 
apron),

 stopniowo opadającą ku głębiom oceanicznym (Maxwell 1968). 

512 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Laguny i płycizny zasiedlone są przez korale i glony tworzące. za­

zwyczaj izolowane, gniazdowe formy rafowe (ang. patch reef).  W o k ó ł 

nich gromadzi się żwir i piasek wapienny, w skład którego wchodzą 

fragmenty szkieletowe organizmów rafotwórczych i towarzyszących. 
Niekiedy znaczny udział mają pancerzyki otwornic (piaski otwornicowe). 
Najgłębsze i najspokojniejsze części laguny pokrywają muły węglanowe 

(McKee et al. 1959). 

Cechy morfologiczne i biologiczna strefowość raf składają się na 

schematyczny model, do którego w większym lub mniejszym stopniu 

można przyporządkować wszystkie typy budowli rafowych. 

W strukturze rafy wyróżnia się następujące elementy morfologiczne 

(ryc. 12-99): 

— równia rafowa (ang. reef flat) tworząca najwyższą, szczytową 

część konstrukcji; w jej obrębie wydzielić można dwie strefy: zewnętrz­
ną, porośniętą glonami wapiennymi, noszącą nazwę wału glonowego 
(ang. algal rim) oraz wewnętrzną, w której wyodrębniają się trzy pod­

strefy: 

— żywych korali, 
— martwych korali, 

— równia piaszczysta; 

wał glonowy przyjmuje na siebie najsilniejsze uderzenia fal i osłabia ich 
energię; w czasie odpływu wznosi się on zazwyczaj ponad poziom mo­
rza; 

— c z o ł o rafy (ang. reef front lub reef edge) jest zewnętrzną przy­

morską krawędzią rafy opadającą stopniowo w kierunku głębi oceanicz­
nych; krawędź ta charakteryzuje się obecnością licznych grzęd i bruzd 
(ang. spur and groove), które tworzą system palćzastych form ułożonych 
prostopadle do biegu konstrukcji rafowej; czoło rafy narażone fest na 
działalność silnych prądów i fal; w jego zasiedleniu biorą udział gatunki, 
przystosowane do ruchliwego środowiska; 

— skłon rafy (ang. teef slope) opada ku głębiom oceanicznym pod 

kątem osiągającym średnio 30°; spadki złagodzone są obecnymi na skło­
nie tarasami, w obrębie których gromadzi się materiał okruchowy; fauna 
koralowa tarasów jest uboga (Maxwell 1968). 

ŚRODOWISKA MORSKIE 513 

W każdej rafie zaznacza się biologiczna strefowość. W czole rafy 

i podstrefie żywych korali dominują płytkowodne korale gałązkowate 

z rodzaju Acropora. Masywne korale meandroidalne, jak np. Porites 

i Favia, są ograniczone raczej do spokojnych warunków najbardziej we­

wnętrznej części równi rafowej, chociaż, niektóre gatunki towarzyszą ko­
ralom gałązkowatym. Heliopoia (Octocoiallia, Alcyonaria) osiedla się 
w głębszych częściach czoła rafy i na jej skłonie. 

Wśród glonów dużą rolę odgrywają krasnorosty, zwłaszcza Litho-

thamnium,

 które są najpospolitszymi roślinami w obrębie wału glonowe­

go, a mniej licznie reprezentowanymi w podstrefach żywych i martwych 
korali. Halimeda (zielenice) rozwija się zarówno w obszarze równi rafo­

wej, jak i na skłonie oraz na krawędzi rafy, a także w obszarach laguno­
wych. Inne zielenice, jak Acetabularia i Penicillus, związane są raczej 

z najbardziej wewnętrzną częścią równi rafowej (Maxwell 1968). 

Oprócz korali i glonów w obrębie rafy żyją różne gatunki ślima­

ków, małżów, szkarłupni, skorupiaków, wieloszczetów i otwornic. Są one 
dostarczycielami materiału okruchowego. 

Na przykładzie plejstoceńskich raf wyspy Barbados stwierdzono (Me-

solella et al. 1970), że rozwój struktury rafowej i towarzyszących jej fa­
cji osadowych jest uzależniony od: szybkości wzrostu organizmów rafo-
twórczych, fluktuacji poziomu morza i tektoniki. Ta ostatnia ma znacze­
nie tylko w przypadku istnienia ruchów podnoszących lub obniżających. 
W przypadku raf Barbadosu dwa pierwsze czynniki odegrały znacznie 
większą rolę. Ich kombinacje modyfikowały kierunki rozwoju struktur 
rafowych lub rozwój ten hamowały. Wyróżniono przypadki, gdy: 

— szybkość podnoszenia się poziomu morza była mniej więcej rów­

na szybkości wzrostu organizmów rafotwórczych; następował wówczas 
pionowy rozwój struktury rafowej; 

— szybkość wzrostu organizmów rafotwórczych była większa od 

szybkości ruchu eustatycznego, w rezultacie spłycenia rafa rozwijała się 
w kierunku poziomym i przesuwała w kierunku morza; 

— szybkość ruchu eustatycznego przekraczała szybkość wzrostu 

organizmów rafowych; rozwój struktury ulegał wówczas zahamowaniu 

lub definitywnie się kończył. 

Ostatnio w literaturze anglojęzycznej lansuje się termin carbonate 

bulidup

 na określenie wszelkiego rodzaju ciał węglanowych o pozytyw­

nym reliefie w stosunku do otacza jących osadów. Ten ściśle opisowy ter­
min, któremu w języku polskim odpowiadałaby „budowla węglanowa", 
obejmuje nie tylko rafy organiczne lecz również formy akumulacyjne 
o charakterze mierzei, barier, ostróg, delt, kopców itp. Budowla węgla­
nowa została zdefiniowana (Heckel 1974) jako twór węglanowy, który: 

1) różni się swym charakterem od osadów równoważnych wiekowo oraz 

otaczających i nadległych; 2) jest grubszy niż otaczające skały równo-

33 Zarys sedymentologii 

514 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

wiekowe; 3) miał, przynajmniej w pewnym okresie rozwoju, pozytywny 
topograficznie relief w stosunku do osadów otaczających. 

Idea wprowadzenia ściśle opisowego terminu bez genetycznych im­

plikacji miała na celu wyeliminowanie kontrowersji narosłych wokół 

pojęć takich, jak: rafa, ławica (ang. bank), bioherma (kopułopodobna 
struktura ściśle organicznego pochodzenia), biostroma (utwór wyraźnie 

warstwowany, nie przechodzący w strukturę rafopodobną, składający się 

głównie ze szczątków organicznych) itp. pojęć w różny sposób definio­
wanych i niekonsekwentnie stosowanych. Problem ten zasygnalizował 
już wcześniej Dunham (1970). czyniąc rozróżnienie między tzw. rafą eko­
logiczną i rafą stratygraficzną. Według jego definicji rafa ekologiczna 

odnosi się do sztywnej struktury topograficznej, odpornej na działanie 
fal. będącej wynikiem aktywnego rozwoju organizmów i ich zdolności 
do wiązania osadu. Natomiast pojęcie rafa stratygraficzna dotyczy miąż-
szej, ograniczonej przestrzennie masy skał węglanowych. W definicji ra­
fy stratygraficznej zabrakło kryterium reliefu topograficznego, można za­
tem do niej włączyć np. sukcesję utworów biostromalnych, których roz­
przestrzenienie bywa zazwyczaj ograniczone, a które nie mieszczą się 

ani w pojęciu rafy ekologicznej ani w pojęciu budowli węglanowej.  W y ­
nika z tego, że nie wszystkie rafy stratygraficzne są budowlami węgla­

nowymi. 

Redefinicja rafy zaproponowana przez Heckla (1974) brzmi następu­

jąco: rafa jest budowlą węglanową, która: 1) wykazuje cechy świadczą­

ce o jej potencjalnej odporności na działanie fal lub cechy wskazujące 
na wzrost w burzliwym środowisku, sugerujące taką odporność; 2) wy­

wiera znaczny wpływ na otaczające środowisko. 

W historii Ziemi, poczynając od prekambru a kończąc na czasach 

współczesnych, można znaleźć liczne przykłady budowli węglanowych 
w tym również raf organicznych w ścisłym tego słowa znaczeniu. W pre­
kambrze i kambrze rozpowszechniły się budowle stromatolitowe, w sy-
lurze i dewonie — stromatoporowo-koralowe (Manten 1971, Krebs 1974, 

Szulczewski 1971), podczas gdy w triasie alpejskim — koralowo-gąbko-
wo-glonowe (Zankl 1968). W okresie jurajskim bardzo ważnym elemen­

tem skałotwórczym budowli rafowych, zwłaszcza w facji alpejskiej, są 
korale sześciopromienne i solenopory, natomiast w budowlach o charak­
terze kopców dominują gąbki i glony, którym towarzyszą otwornice, ser-

pule, ramienionogi i mszywioły (Aldinger 1968). W trzeciorzędowych bu­
dowlach otwartych mórz i oceanów główną rolę odgrywają krasnorosty 
i korale (Hexacorallia i Scleractinia) oraz zielenice, otwornice i mięczaki, 
podczas gdy w warunkach mórz zamkniętych i w środowiskach brakicz-
nych w konstrukcji drobnych budowli dominują krasnorosty, mięczaki 
i serpule. Tego typu drobne formy wieku mioceńskiego znane są z ob­

szaru Polski (Pisera 1973). 

Współcześnie obok potężnych budowli typu Wielkiej Rafy Bariero-

ŚRODOWISKA MORSKIE 

wej, znane są również niewielkie budowle ostrygowe, serpulowe, mszy-

wiołowe, glonowe itp., a także kopce mułowe lub mułowo-piaskowe, któ­
rych przedstawicielem jest Rodriguez Bank na południowej Florydzie 

(Turmel & Swanson 1976). Należy też zauważyć, że imponującym przykła­

dem budowli węglanowej jest Wielka Ławica Bahamska. 

Środowisko hemipelagiczne 

Środowisko hemipelagiczne obejmuje swoim zasięgiem trzy prowincje 

fizjograficzne den oceanicznych: skłon kontynentalny, podniesienie 
przedkontynentalne i położone w stosunkowo niewielkiej odległości od 

lądów dna basenów oceanicznych, na których prądy zawiesinowe i inne 
spływy grawitacyjne formują wielkie stożki napływowe. 

Bliskość obszarów kontynentalnych powoduje, że w składzie osadów 

przeważa stosunkowo gruboziarnisty materiał dostarczany bezpośrednio 
z lądu. Przeciętna średnica ziarn mineralnych (pomijając minerały auti-

geniczne) przekracza w tych osadach 5 (μm, a udział materiału terygenicz­
nego i wulkanicznego we frakcji ziarn większych od 5 μm wynosi ponad 
25% (Berger 1974). 

W osadach

 środowiska hemipelagicznego można wyróżnić trzy za­

sadnicze grupy. Pierwszą z nich stanowią różnego rodzaju muły powsta­
jące przez swobodne opadanie drobnych cząstek terygenicznych wyno­
szonych na otwarte morze przez prądy powierzchniowe. Drugą — osady 
kształtowane pod wpływem głębokomorskich dennych prądów trakcyj­

nych, trzecią — osady prądów zawiesinowych. W bezpośrednim sąsiedz­

twie skłonu kontynentalnego znaczną rolę odgrywają również utwory 
osuwiskowe. 

Ruch wód w środowisku hemipelagicznym jest wprawdzie znacznie 

słabszy niż na obszarach szelfowych, tym niemniej jednak nie jest to 
strefa absolutnego spokoju, jak to było do niedawna przyjmowane. Prze­
mieszczanie mas wodnych jest powodowane nie tylko przez okresowo 

działające prądy zawiesinowe i inne spływy grawitacyjne, ale również 
przez słabe prądy denne związane z termohalinową cyrkulacją wód oce­

anicznych (str. 77). Licznych dowodów na ich obecność dostarczają fo­

tografie dna, na których często pojawiają się struktury prądowe, takie 
jak: riplemarki, ślady opływania, smugi prądowe i inne, oraz bezpośred­
nie pomiary ruchu wód. O obecności takich prądów świadczą również 
wychodnie skał podłoża nie pokryte osadem, jak również gruboziarniste 
utwory rezydualne pozbawione frakcji drobniejszych. 

Prędkości prądów dennych mieszczą się zazwyczaj w granicach od 

10 do 30 cm/s, stwierdzane były jednak prędkości dochodzące nawet do 

70 cm/s (Emery & Ross 1968). Prądy te mogą transportować cząstki 

wszystkich frakcji występujących w osadach głębokomorskich.  N i e są 

33-

516 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

one jednak zdolne do erozji osadów pelitycznych. Z drugiej zaś strony 
ich prędkości są bliskie dolnej granicy prędkości koniecznych do trans­

portu większości niesionych przez nie cząstek, które raz odłożone nie 
mogą być powtórnie uruchomione. W takich warunkach przyrost osadu 
zależy przede wszystkim od ilości materiału przenoszonego w jednostce 
czasu ponad dnem. Najbardziej intensywna akumulacja zachodzi więc 
w strefach największych szybkości prądu. 

Prądy termohalinowe, odchylane pod wpływem siły Coriolisa od 

swego południkowego kierunku, opierają się o skłony kontynentalne 
lub grzbiety oceaniczne i płyną równolegle do ich konturów (tzw. prądy 
konturowe) ponad górną częścią podniesienia przedkontynentalnego. 
W o d y ponad skłonem kontynentalnym i ponad dolną częścią podniesie­
nia są w zasadzie spokojne, o czym świadczy gładka powierzchnia osa­

du pokryta licznymi niezniszczonymi śladami organizmów bentonicznych. 
Na skłonie kontynentalnym, jak można wnioskować na podstawie rzad­
kich struktur prądowych o zmiennej orientacji, działają jedynie słabe 
i niestałe prądy. 

Osady deponowane przez prądy tremohalinowe składają się głównie 

z gruboziarnistego pyłu i bardzo drobnoziarnistego piasku. Tworzą one 
niewielkie soczewki wśród innych osadów środowiska hemipelagiczne-
go. Długość soczewek wynosi zazwyczaj do 50 cm, grubość rzadko prze­
kracza 5 cm, często jednak jest mniejsza niż 1 cm. Do najbardziej cha­

rakterystycznych cech tych osadów należą (Bouma 1972, Bouma & Holli-

ster 1973): 

— ostro zaznaczone powierzchnie stropowe i spągowe soczewek; 
— dobrze rozwinięta orientacja ziarn, szczególnie w przypadku wy­

dłużonych elementów szkieletowych (igły gąbek); 

— niewielka ilość lub całkowity brak ilastej masy podstawowej; 

— występowanie blaszek mik tylko w materiale frakcji pyłowej; 
— powszechna obecność laminacji przekątnej i poziomej przy bra­

ku innych struktur warstwowania; 

— obecność lamin utworzonych przez koncentrację minerałów cięż­

kich lub skorupek otwornic wypełnionych pirytem; 

— pojawianie się soczewek składających się wyłącznie z materiału 

biogenicznego. 

Niektóre bardzo cienkie warstewki utworzone przez prądy termoha­

linowe mają nieco inny charakter. Ich miąższość nie przekracza zazwy­
czaj 1 cm, powierzchnie spągowe są ostre, natomiast w stropie często 
obserwuje się stopniowe przejście do nadległego osadu. Zbudowane są 
one z naprzemianległych jasnych i ciemnych, poziomych lamin. Laminy 

jasne tworzy dobrze wysortowany, bardzo drobnoziarnisty piasek, w któ­
rym niekiedy występują nagromadzenia minerałów ciężkich. Laminy cie­
mne są bogate w ilastą masę podstawową. Powstawanie tego typu utwo­
rów spowodowane jest prawdopodobnie obecnością w prądzie dennym 

ŚRODOWISKA MORSKIE 517 

znacznych ilości zawiesiny ilastej, która jest okresowo dostarczana przez 
prądy zawiesinowe o małej gęstości lub wskutek wzmożonej działalności 
organizmów bentonicznych (Unrug 1977). 

Osady głębokomorskich prądów dennych określane są często termi­

nem „konturyty". Ostatnio Unrug (1977, 1980) zaproponował dla nich 
nazwę „trakcjonity", rezerwując termin „konturyty" dla utworów spe­
cjalnego typu prądów dennych, jakimi są prądy konturowe. Rozróżnie­
nie to ma szczególne znaczenie w przypadku osadów kopalnych, co do 

których często nie ma pewności, czy były one odkładane przez prą­
dy konturowe, czy też przez inne głębokomorskie prądy trakcyjne. 

Skłon kontynentalny 

Skłon kontynentalny jest to wąska strefa na krawędzi kier kontynental­
nych o przeciętnej szerokości około 75 km, w której dno morskie obniża 
się od głębokości 130—200 m do 3500—4000 m, a niekiedy, np. na 
zachodniej krawędzi kontynentu Ameryki Południowej, nawet do blisko 

10 000 m. Przeciętne nachylenie stoku wynosi 3—6°. Powierzchnia skło­

nu pocięta jest przez głębokie, stromościenne kaniony podmorskie, któ­
re są głównymi drogami spływów prądów zawiesinowych. 

Skłony kontynentalne pokryte są stosunkowo grubym płaszczem nie-

skonsolidowanych mułów hemipelagicznych, których miąższość stwier­
dzana metodami elektro-akustycznymi osiąga niekiedy nawet 2 km (Uchu-
pi & Emery 1967). Osady na skłonie kontynentalnym znajdują się w wa­
runkach niestałej równowagi i łatwo rozwijają się W nich ruchy maso­
we. Osuwiska, które w czasie ruchu ulegają rozproszeniu, przekształcają 
się w prądy zawiesinowe lub inne spływy grawitacyjne. Osuwiska nie-
rozproszone tworzą zdeformowane plastycznie masy lub bloki ześlizgo­
we o zasadniczo nie zaburzonej strukturze wewnętrznej. Wielkość pozio­
mego przesunięcia takich bloków dochodzi do 30 km (Uchupi 1967). 

Rycina 12-100. Schemat budowy podniesienia przedkontynentalnego 

518 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Struktury osuwiskowe występują pospolicie w dolnych partiach skłonu 

i w wyższej części podniesienia przedkontynentalnego. Obsunięte masy 

zaznaczają się nierówną, pagórkowatą rzeźbą dna, a na profilach elek-

tro-akustycznych niezgodnym zaleganiem powierzchni odbijających. 

Podniesienie przedkontynentalne 

Podniesienie przedkontynentalne (ryc. 12-100) rozciąga się między skło­
nem kontynentalnym a równiami abisalnymi. Zbudowane jest ono ż osa­
dów prądów zawiesinowych, utworów osuwiskowych i osadów prądów 
konturowych. Nagromadzenie tych osadów ma kształt klina cieniejące­

go w stronę oceanu. Jego maksymalna grubość wynosi od 1,5 do 10 km, 
a szerokość mierzona prostopadle do skłonu kontynentalnego osiąga od 

100 do 1000 km. Powierzchnia podniesienia przedkontynentalnego jest 

w zasadzie wyrównana i łagodnie (spadek w granicach 1 : 40 — 1 : 2000) 

obniża się ku równiom abisalnym. Deniwelacje rzeźby nie przekraczają 

kilkudziesięciu metrów. Są one spowodowane obecnością rzadko roz­
mieszczonych, szerokich podwodnych dolin przecinających całą szero­
kość podniesienia, oraz występowaniem w jego dolnej części asymetrycz­
nych pagórków przypominających kształtem prostolijne wydmy. Gene­
za tych wzniesień nie została jeszcze ostatecznie wyjaśniona. Pionowy 
przyrost osadów w strefie podniesienia jest dość duży i wynosi współ­

cześnie od 5 do 50 cm na tysiąc lat, w plejstocenie wartości te były przy­

puszczalnie jeszcze większe (Heezen et al. 1966). 

Budowa wewnętrzna podniesienia przedkontynentalnego nie została 

jeszcze całkowicie poznana. Jak można sądzić z nielicznych i płytkich 
wierceń, główną masę utworów podniesienia stanowią muły i w mniej­
szym stopniu drobnoziarniste piaski osadzone przez rozcieńczone prądy 
zawiesinowe (Kelling & Stanley 1976). Brak na podniesieniu wyraźnie 
zarysowanych podwodnych stożków, jakie zazwyczaj tworzą osady prą­
dów zawiesinowych, jest prawdopodobnie spowodowany trzema czynni­
kami: łagodnym obecnie przejściem skłonu kontynentalnego w podnie­
sienie, małą gęstością prądów zawiesinowych i ich „rozprowadzaniem" 
przez prądy konturowe (Normark 1970). Ponadto większość prądów za­
wiesinowych przepływa obecnie przez podniesienie poprzecznymi doli­
nami i składa materiał na jego krawędzi. 

Powierzchnia podniesienia jest nadbudowywana przez te prądy 

w przypadku ich „przelania" się ponad krawędziami doliny, gdzie dosta­
ją się w strefę działania prądu konturowego. W przykontynentalnej czę­
ści podniesienia, jak wynika z danych geofizycznych, dużą rolę odgry­
wają utwory osuwiskowe. Niektóre osuwiska rozpościerają się w postaci 
rozległych pokryw, sięgających aż do krańców podniesienia (Emery et al. 

1970). Struktury osuwiskowe są obecnie przykryte przez młodsze osady, 

które jednocześnie wyrównują deniwelacje ich powierzchni. 

ŚRODOWISKA MORSKIE 519 

Podrzędnym, jakkolwiek dość charakterystycznym, składnikiem 

utworów podniesienia przedkontynentalnego są osady prądów konturo­
wych. Były wprawdzie wypowiadane poglądy (Heezen et al. 1966) przy­

pisujące im główną rolę w budowie podniesienia, jednak stwierdzenie 
turbidytowego charakteru większości mułów występujących na podnie­
sieniu (Kelling & Stanley 1978) zepchnęło je na drugi plan. Natomiast 
ciągle jest jeszcze dyskusyjna rola prądów konturowych w nadawaniu 

kształtu podniesieniu. 

Niezależnie od agradacji pionowej, podniesienie przedkontynentalne 

narasta również w kierunku oceanu, kosztem równi abisalnych. Postęp 
jego progradacji u wschodnich wybrzeży Ameryki Północnej wynosił 
w trzeciorzędzie 10 cm na 1000 lat (Emery et al. 1970). 

Na zakończenie powyższych rozważań warto zwrócić uwagę na trzy 

cechy utworów podniesienia przedkontynentalnego. Są to: duża miąż­

szość tych osadów, znaczny udział prądów zawiesinowych w ich formo­
waniu i wydłużony kształt ciała sedymentacyjnego, jakie tworzy podnie­
sienie. Podobne cechy wykazują również osady fliszowe, które według 

ogólnie panujących poglądów gromadzą się w geosynklinalnych, wydłu­
żonych basenach o dnach ulegających długotrwałym ruchom obniżają­
cym. Jak wynika z przedstawionych faktów grube serie osadów fliszopo-
dobnych mogą powstawać również na względnie stabilnym podłożu i bez 

pełnej kompensacji przyrostu osadu przez subsydencję. 

Analogia utworów podniesienia przedkontynentalnego do kopal­

nych i współczesnych geosynklinalnych utworów

r

 fliszowych nie jest jed­

nak zupełna z uwagi na brak w nich, lub jedynie bardzo małą ilość ma­
teriału gruboziarnistego odgrywającego w osadach fliszowych istotną 

rolę. 

Podmorskie stożki napływowe 

Podniesienia przedkontynentalne formują się wzdłuż tektonicznie „pa­

sywnych" krawędzi kontynentów, które znajdują się na zapleczu wędru­
jących kier kontynentalnych (wschodnie krawędzie obu Ameryk, zachod­
nia krawędź Australii) lub okalają stabilne kontynenty (Afryka, Antar­

ktyda). Krawędzie te są obmywane przez prądy konturowe. U stóp kra­
wędzi* „czołowych", wzdłuż których kontynenty napierają na podsuwa­

jące się pod nie płyty oceaniczne, miejsce podniesienia przedkontynen-
talnego zajmują systemy wielkich stożków napływowych formowanych 
przez prądy zawiesinowe i inne spływy grawitacyjne. Dno oceanów 
w tych strefach bywa rozczłonkowane na szereg izolowanych basenów, 
oddzielonych od siebie i od otwartego oceanu podmorskimi grzbietami, 

które wyłączają je z ogólnoświatowej cyrkulacji głębokich wód. Kla­
sycznym obszarem tego typu są zachodnie wybrzeża Kalifornii (Gorsli-
ne & Emery 1959, Shepard & Einsele 1962). Najdalej położone baseny 

520 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

znajdują się tutaj w odległości około 200 km od brzegu i otrzymują sto­
sunkowo niewielkie ilości osadów, natomiast baseny leżące w bezpośred­
niej bliskości lądu są intensywnie zapełniane materiałem terygenicznym 
transportowanym przez różnego rodzaju spływy grawitacyjne. Co naj­

mniej jeden z nich jest obecnie całkowicie wypełniony, a podobne ba­

seny wypełnione osadami plioceńskimi znajdują się już na lądzie stałym. 
Grubość pokrywy osadowej tych basenów wynosi od 2000 do 6000 m 

(Crowell et al. 1966). 

Do basenów uchodzą liczne kaniony podmorskie, którymi spływa­

ją z krawędzi szelfu prądy zawiesinowe. Usypują one u ujść kanionów 

rozległe stożki (Rupke 1978). Ich promień wynosi od kilku do kilkudzie­
sięciu kilometrów, a grubość zazwyczaj jest rzędu 1 km. Stożki te i bu­
dujące je utwory posłużyły jako punkt wyjścia dla skonstruowania mo­

delu sedymentacji fliszowej (str. 226). 

W podłużnym profilu stożka zazwyczaj można wyróżnić trzy jego 

części (por. ryc. 5-7): stożek wewnętrzny, środkowy i zewnętrzny. Rzeźba 

stożka wewnętrznego jest nierówna, pagórkowata. Przecina go kanał cen­

tralny, ograniczony wałami brzegowymi wznoszącymi się od kilkudzie­
sięciu do 200 m ponad dno kanału. Szerokość kanału centralnego waha 
się w granicach od 100 m do 10 km. Jego dno jest nadbudowywane przez 
kolejne prądy zawiesinowe i może znajdować się wiele dziesiątków me­
trów ponad powierzchnią stożka. Stożek wewnętrzny zbudowany jest 
z osadów spływów grawitacyjnych i utworów osuwiskowych. Osady ty­
powych prądów zawiesinowych grają w nim mniejszą rolę. Na stożku 
środkowym kanał centralny rozdziela się na wiele kanałów rozprowadza­

jących, u wylotu których powstają rozległe loby depozycyjne zbudowa­
ne z materiału piaszczystego. Kanały mogą mieć charakter meandrują­
cy lub roztokowy, mogą być aktywne lub opuszczone. Obecność kilku, 
często krzyżujących się ze sobą generacji kanałów świadczy o ich czę­

stej i szybkiej migracji bocznej. Pociąga to za sobą również zmianę po­

łożenia formowanych przez nie lobów depozycyjnych. Stożek środ­
kowy zbudowany jest głównie z piaszczystych osadów prądów za­

wiesinowych. 

Rzeźba powierzchni stożka zewnętrznego jest na ogół wyrównana, 

przecinają ją tylko liczne drobne kanały pozbawione wałów brzegowych. 

Składany tu przez prądy zawiesinowe materiał składa się głównie z frak­
cji pyłowej i ilastej. Na peryferiach stożka osady te stopniowo zanikają 
ustępując miejsce zielonym mułom hemipelagicznym, 

W obrębie stożka materiał o najgrubszym ziarnie (żwir i piasek) two­

rzy wydłużone ciała sedymentacyjne i loby depozycyjne związane z sy­
stemem kanałów rozcinających powierzchnię stożka. Osady drobnoziar­
niste (frakcje pyłowe i ilaste z niewielkim udziałem bardzo drobnoziar­
nistego piasku) budują wały brzegowe i pokrywają obszary międzyka-

ŚRODOWISKA MORSKIE 

521 

nałowe. Są one odkładane przez rozcieńczone prądy zawiesinowe, które 

,,wylały" się poprzez krawędzie kanałów. 

W centralnych partiach basenów hemipelagicznych dominującym 

osadem są zielone muły. Osady prądów zawiesinowych tworzą jedynie 
izolowane cienkie warstewki. Ich grubość wynosi zazwyczaj około 1 cm, 
pojedyncze warstwy mogą osiągać miąższość przekraczającą 1 m. 

Największe objętościowo i najbardziej rozległe stożki podmorskie 

formują się jednak nie w omówionych wyżej basenach przybrzeżnych, 
ale u ujść wielkich rzek niosących duże ilości zawiesiny (Rupke 1978). 
Przykładami takich stożków mogą być stożki Missisipi, Konga, Gangesu, 

Indusu i Amazonki. Długość ich promienia osiąga od kilkuset do około 
3000 km, a maksymalna grubość może przekraczać 10 km. Są one zbudo­
wane z drobnoziarnistych osadów prądów zawiesinowych, gruboziarniste 
piaski i żwiry pojawiają się tylko lokalnie. W związku z tym ich podział 
na stożek wewnętrzny, środkowy i zewnętrzny, z nielicznymi wyjątkami, 
rysuje się bardzo słabo. Stożki te stopniowo przechodzą w osady równi 
abisalnych. Prądy zawiesinowe nie są tu zatrzymywane w pułapkach, 
jakie stanowią dla nich baseny przybrzeżne, i mogą transportować ma­
teriał daleko w głąb oceanu, wkraczając w obręb środowiska typowo pe-
lagicznego. 

Obecna rzeźba powierzchni większości stożków podmorskich zosta­

ła utworzona podczas plejstoceńskiego obniżenia poziomu oceanu świa­
towego, kiedy dostarczany przez rzeki, niedojrzały teksturalnie materiał 
docierał bezpośrednio w pobliże górnych części kanionów podmorskich 

i do krawędzi delt. Współcześnie działalność prądów zawiesinowych jest 
ograniczona do kanałów, których dna są nadbudowywane przez osady 
prądów o małej gęstości. O zmniejszonej aktywności prądów zawiesino­
wych świadczy m.in. spadek szybkości przyrostu osadów na stożkach, 

od ok. 100 cm/1000 lat w plejstocenie do ok. 5 cm/1000 lat obecnie (Rup­

ke 1978), oraz występowanie na dużych obszarach powierzchni stoż­
ków, szczególnie na obszarach międzykanałowych mułów hemipelagicz­
nych. 

Muły hemipelagiczne 

Rozległe obszary środowiska hemipelagicznego pokrywają muły hemipe­

lagiczne powstające, ogólnie rzecz biorąc, przez swobodne opadanie za­
wiesiny znajdującej się w wodzie morskiej. Główną masę zawiesiny sta­
nowią cząstki ilaste, w znacznie mniejszej ilości występuje w niej mate­
riał bardziej gruboziarnisty do frakcji piaszczystej włącznie oraz drobne 
i lekkie elementy szkieletowe. Materiał ten pochodzi częściowo bezpo­

średnio z lądu, skąd jest wynoszony przez rzeki i wiatr, częściowo są to 

ponownie uruchomione osady morskie. Udział w tym procesie biorą prą­
dy zawiesinowe, osuwiska podmorskie i w pewnej mierze organizmy ben-

522 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

toniczne. Znaczna ilość tak powstałej zawiesiny pochodzi z krawędzi 

szelfu i jej bezpośredniego sąsiedztwa (Stanley 1974). Na krawędzi szel­

fu następuje ustawiczna wymiana ciepłych wód szelfowych i zimnych 
wód głębinowych. Ruch tych mas wodnych wspomagany prądami pły­
wowymi i sztormowymi powoduje przerzucanie uniesionego materiału 
poza krawędź szelfu. Materiał jest wynoszony przez prądy i falowanie na 
otwarte morze i tworzy opadający z powierzchni „deszcz" zawiesiny, 
bądź koncentruje się na pewnej głębokości w tzw. warstwie nefeloidalnej. 
Jest to warstwa mętnej wody (zob. str. 246), w której stężenie zawiesiny 
dochodzi do 2 mg/l (Kelling & Stanley 1976). Zalega ona na głębokoś­
ciach między 600 a 3000 m i rozciąga się ponad podniesieniem przedkon-
tynentalnym i przyległymi basenami abisalnymi. W strefie prądów kon­

turowych materiał zawarty w warstwie nefeloidalnej jest roznoszony 
przez te prądy wzdłuż podniesienia. 

Swobodnie opadające cząsteczki gromadzone są w postaci mułów 

hemipelagicznych, których barwa zależy od stopnia utlenienia związków 
żelaza. Wyróżnia się muły niebieskie, czerwone, zielone i żółte. Naj­
szerzej rozpowszechnione są muły niebieskie. Swoją barwę zawdzięcza­

ją one wysokiej zawartości materii organicznej i redukcyjnej działal­

ności bakterii, które tworzą w osadzie siarczki żelazawe (hydrotroilit). 

Barwa mułów zielonych pochodzi od powstającego na drodze halmyroli-
zy glaukonitu i chlorytu. Muły czerwone i żółte tworzą się w pobliżu kon­
tynentów pokrytych odpowiednio produktami wietrzenia laterytowego 
lub lessem. 

Z określonymi obszarami źródłowymi materiału związane są osady 

wulkaniczne oraz piaski i muły koralowe. Te ostatnie transportowane są 
na duże głębokości przez osuwiska i prądy zawiesinowe. W obszarach 

podbiegunowych duże przestrzenie zajmują morskie osady glacjalne. Są 

to głównie muły z przewagą frakcji pyłowej nad ilastą, zawierające dość 
liczne okruchy skalne — eratyki. Zarówno drobny, jak i gruboziarnisty 

materiał jest wytapiany z pływającego lodu lodowcowego. W plejstoce­

nie rozprzestrzenienie ich było znacznie większe i są one stwierdzane 

w wielu miejscach pod współczesnymi pelagicznymi mułami okrzemko­
wymi i globigerinowymi. 

O s a d y kopalne 

Spośród kopalnych osadów środowiska hemipelagicznego najbardziej 
charakterystyczne i stosunkowo najłatwiej rozpoznawalne są utwory fli­
szowe, których główną masę stanowią gruboziarniste osady prądów za­
wiesinowych i pokrewnych im spływów grawitacyjnych (rozdz. 5). 

Odróżnienie kopalnych mułów hemipelagicznych od podobnych osa­

dów utworzonych w innych morskich środowiskach sedymentacyjnych 
wymaga wzięcia pod uwagę wielu różnorodnych przesłanek, a mimo to 

ŚRODOWISKA MORSKIE 523 

często pozostaje nadal dyskusyjne. W przypadku osadów współczesnych 
umowną granicę między mułami sublitoralnymi a hemipelagicznymi sta­

nowi krawędź szelfu. Ta fizjograficzna granica nie znajduje zastosowania 

w przypadku utworów kopalnych. Jest to spowodowane po pierwsze nie­
znajomością głębokości szelfów w ubiegłych okresach geologicznych, po 
drugie znanymi trudnościami w ocenie głębokości powstawania paleo-
zoicznych i częściowo mezozoicznych osadów. Musimy się w tym wzglę­
dzie uciekać do pośrednich i nie zawsze pewnych metod, takich jak: 
analiza zawartej w nich fauny lub skamieniałości śladowych, analiza po­

łożenia osadów w obrębie basenu sedymentacyjnego oraz ich pozycji 
w sekwencji osadów wypełniających basen itp. Trudności te dodatkowo 
zwiększa fakt, że podobny mechanizm sedymentacji, polegający na swo­

bodnym opadaniu cząstek w kolumnie wody, mają również muły po­
krywające głębsze partie szelfu. W rezultacie określenie muły hemipela­

giczne w przypadku osadów kopalnych często jest stosowane do utwo­
rów powstałych w podobny sposób w różnych prowincjach fizjograficz­
nych basenu morskiego. 

Po przezwyciężeniu tych trudności i wykazaniu głębokomorskiego 

charakteru badanej serii mułowcowej jako całości, do rozwiązania pozo­
staje problem odróżnienia mułów sensu stricto hemipelagicznych od mu­
łów osadzonych przez prądy zawiesinowe. Przesłanki, które można wy­
korzystać w tym celu zostały omówione wcześniej (str. 522). Obecność 

osadów prądów zawiesinowych jest dodatkowym argumentem przema­

wiającym za hemipelagicznym środowiskiem sedymentacji rozpatrywa­
nych utworów. 

Jako przykład hemipelagicznych kopalnych mułów mogą posłużyć 

powszechnie znane łupki graptolitowe. Zawierają one duże ilości drob­

noziarnistego materiału terygenicznego, a jednocześnie nie wykazują 
cech osadów płytkowodnych. Głównym składnikiem występującego 

w nich zespołu skamieniałości są graptolity i inne organizmy o plankto-
nicznym trybie życia. Łupki graptolitowe można podzielić na dwie zasad-
dnicze odmiany. Pierwsza zawiera wyłącznie organizmy planktoniczne. 

Prawdopodobnie powstawała ona w warunkach euksynicznych, które 

uniemożliwiały rozwój bentosu. W łupkach drugiej grupy organizmom 
planktonicznym towarzyszy stosunkowo bogaty zespół organizmów osia­
dłych, wskazujący na normalne natlenienie wód dennych. W obu odmia­
nach występują cienkie, drobnoziarniste warstwy materiału redepono-

wanego przez prądy zawiesinowe (Rickards 1964). 

Środowisko pelagiczne 

Osady pelagiczne pokrywają rozległe obszary den oceanicznych znajdu­
jących się, ogólnie rzecz biorąc, w znacznej (zazwyczaj przekraczającej 

524 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

800 km) odległości od lądów. Główna ich masa powstaje wskutek bez­
ustannego „deszczu" ziarn mineralnych i szkieletów organizmów opada­
jących z powierzchniowych warstw wody. Ponadto ważną rolę w kształ­

towaniu niektórych utworów pelagicznych odgrywają procesy hydroge-

niczne, prowadzące do powstawania licznych minerałów autigenicznych. 

Składniki osadów pelagicznych 

W skład osiadającego na dnie materiału nieorganicznego wchodzą 

ziarna lityczne zbudowane z minerałów i skał pochodzenia terygenicz­
nego lub wulkanicznego oraz cząstki kosmiczne. Przeciętna średnica ziarn 

litycznych w mułach i iłach pelagicznych jest mniejsza od 5 (μm, 
zaś ziarna większe od 5 μm nie stanowią więcej niż 25% ich składu 
(Berger 1974). Frakcje grubiej ziarniste w tych osadach reprezentowa­
ne są jedynie przez elementy szkieletowe i kryształy minerałów autige­
nicznych. 

Materiał terygeniczny dostarczony jest do środowiska morskiego 

głównie przez rzeki, a następnie wynoszony na obszary otwartego oce­
anu przez falowanie i prądy powierzchniowe. Udział rzek w ogólnej do­
stawie z lądu składników ziarnistych i substancji rozpuszczonych ocenia 
się na około 90°/o, z czego 1/4 przypada na cztery wielkie rzeki (Huang-
-ho, Ganges, Brahmaputra i Jangcy). Pozostałe 10% stanowi transport 
eoliczny i ograniczony do obszarów polarnych transport w pływającym 
lodzie (Davies & Gorsline 1976). Głównymi składnikami terygenicznymi 
są kaolinit, chloryt i illit, w podrzędnych ilościach występuje pył kwar­
cowy i skaleniowy. 

Kaolinit pochodzi z obszarów lądowych poddanych intensywnemu 

wietrzeniu chemicznemu i w związku z tym stosunkowo obficie wystę­
puje w niskich szerokościach geograficznych. Natomiast chloryt wyka­

zuje wyraźną tendencję do koncentracji w rejonach polarnych. W cie­

płych strefach klimatycznych ulega on stosunkowo łatwo rozkładowi 
i do osadów dociera w stanie mniej lub bardziej zmienionym (Windom 

1976). Chloryt może również powstawać w procesach hydrogenicznych. 

Znane są np. wystąpienia autigenicznego chlorytu związane z zasado­
wymi skałami grzbietu śródatlantyckiego. Rozmieszczenie illitu w osa­
dach oceanu ogólnoświatowego uzależnione jest do pewnego stopnia od 
rozkładu kontynentów. Najobficiej występuje on w osadach na bardziej 

„kontynentalnej" półkuli północnej. Osady oceanów południowych są na 

ogół ubogie w ten minerał poza bezpośrednim sąsiedztwem Antarktydy. 
Na obu półkulach jego ilość systematycznie spada ku równikowi (Win­
dom 1976). 

Ziarna kwarcu i skaleni występują głównie w pyłowej frakcji osa­

dów pelagicznych. Kwarc jest typowym składnikiem terygenicznym. Na­
tomiast znaczna część skaleni pochodzi z erupcji wulkanicznych. Skale-

ŚRODOWISKA MORSKIE 525 

nie terygeniczne reprezentowane są przede wszystkim przez ortoklaz, 
mikroklin i albit, natomiast wśród skaleni wulkanicznych przeważają 
środkowe człony szeregu plagioklazów od oligoklazu po labrador (Win­
dom 1976). 

W skład materiału biogenicznego wchodzą głównie wapienne i krze­

mionkowe szkielety organizmów planktonicznych: wiciowców, (kokkoli-
ty), otwornic, skrzydłonogich (Pteropoda), radiolarii i okrzemek. Udział 

organizmów bentonicznych w materiale biogenicznym nie przekracza 
10% (Arrhenius 1963). 

Produkty wulkaniczne dostarczane są do środowiska pelagicznego 

przez subaeralne i podmorskie erupcje. Wyrzucane do atmosfery pyły 
wulkaniczne są roznoszone przez prądy powietrzne na wielkie odległo­

ści i wchodzą w skład wielu osadów jako ich podrzędna domieszka, lub 
tworząc samodzielne warstwy, mające często duże znaczenie korelacyj­
ne. Bardziej ograniczony zasięg ma różnorodny materiał piroklastyczny 
pochodzący z erupcji podmorskich. 

Utwory wulkaniczne stosunkowo łatwo ulegają halmyrolizie. Do sze­

roko rozprzestrzenionych wtórnych minerałów powstających podczas 

ich rozkładu należą montmorillonit i filipsyt. Rozmieszczenie tych mine­
rałów w osadach morskich wykazuje wyraźny związek z oceanicznymi 
lub kontynentalnymi obszarami wulkanicznymi. Montmorillonit wystę­
puje jednak również w obszarach bardzo odległych od potencjalnych 

źródeł wulkanicznych (Południowy Atlantyk, Zatoka Meksykańska, 
wschodnia część Oceanu Indyjskiego) i w takich przypadkach pochodzi 
on niewątpliwie z przyległych kontynentów. Odróżnienie montmorilloni-
tu autigenicznego od terygenicznego, zarówno metodami mineralogicz­
nymi jak i geochemicznymi, nie jest jednak możliwe (Windom 1976). 

Cząstki kosmiczne występują w postaci drobnych, kulistych ziarn 

żelazo-niklowych i krzemianowych. Te ostatnie, często określano mianem 

chondruli, składają się z oliwinu i piroksenu. Wielkości cząstek kosmicz­
nych mieszczą się w granicach od 10 do 640 μm (Arrhenius 1963). Po­
wstają one podczas rozpadu meteorytów w atmosferze ziemskiej. 

W osadach pelagicznych znajdują się ponadto kuliste formy zbudo­

wane głównie z magnetytu, ich geneza nie została jednak do tej pory 
przekonywująco wyjaśniona. 

Najczęściej spotykanymi w środowisku pelagicznym utworami auti-

genicznymi są naskorupienia i konkrecje manganowo-żelaziste. Powsta­
ją one przez bezpośrednie wytrącanie z wody morskiej uwodnionych 
tlenków tych pierwiastków. Konkrecje manganowe mogą powstawać 
w różnych środowiskach. Spotyka się je zarówno w płytko- i głęboko­
wodnych osadach morskich, jak i w utworach jeziornych. Jednak naj­
liczniejsze ich skupienia, pokrywające znaczne powierzchnie dna, wy­
stępują na dużych głębokościach w środowisku pelagicznym, co zwią­
zane jest w znacznej mierze z bardzo powolnym tempem akumulacji 

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

w tej strefie. Szybki przyrost osadów na ogół uniemożliwia rozwój utwo­
rów manganowych. W osadach o znacznym tempie akumulacji tworzą 

się one jedynie wyjątkowo wskutek remobilizacji Mn i Fe w osadzie 

oraz powtórnego ich wytrącania na powierzchni. 

Ważnym czynnikiem warunkującym powstawanie konkrecji jest 

również obecność potencjalnych jąder krystalizacji. W środowisku 
pelagicznym są nimi najczęściej okruchy wulkaniczne i zęby ryb. 

Głębokowodne konkrecje manganowo-żelaziste mają najczęściej ku­

liste lub owalne kształty. Ich powierzchnie są gładkie bądź pokryte gu­
zami. Niekiedy dochodzi do połączenia się ze sobą kilku sąsiednich kon­

krecji w jedną nieregularną bryłę. 

Konkrecje płytkomorskie (i jeziorne) są zazwyczaj silnie spła­

szczone. Przeważają wśród nich formy dyskoidalne i miseczkowe. 

Te dwa typy konkrecji różnią się od siebie również pod Względem 

geochemicznym. Konkrecje płytkomorskie odznaczają się m.in. (Cronan 
1976): 

— bardzo zmiennym, ale ogólnie wysokim stosunkiem Mn/Fe; 

— niską zawartością takich pierwiastków śladowych, jak:  N i , Co 

i Cu (tab. 12-5); 

— stosunkowo dużą zawartością substancji organicznych; 
— niskim stosunkiem O/Mn. 

Tabela 12-5. Zawartość manganu i niektórych pierwiastków śladowych 

w kpnkrecjach manganowo-żelazistych 
Wedhig: Cronan (in: Glasby 1976) i Calver, Price (in: Glasby 1976) 

Pierwiastek 

Konkrecje abisalne 

Konkrecje płytkomorskie 

Pierwiastek 

% wag. 

M n 

16,78 

18,69 

Fe 

17,27 

16,73 

N i 

0,540 

0,020 

Co 

0,256 

0,010 

Cu 

0,370 

0,003 

Mn/Fe 

0,97 

1,12 

W środowisku pelagicznym znacznie częstsze niż końkrekcje są na-

skorupienia manganowo-żelaziste. Pokrywają one powierzchnie osadu 
i leżące na niej przedmioty warstwą grubości kilku milimetrów do kil­
kudziesięciu centymetrów. 

Proces narastania głębokowodnych konkrecji. i pokryw przebiega 

bardzo wolno. Wartości przyrostu konkrecji wyznaczone metodami  w i e ­
ku bezwzględnego, wahają się od 1 do 16 mm/10

6

 lat, przy czym 2/3 

Wykonanych analiz dało wyniki w granicach od 2 do 8 mm/10

6

 lat (Ku 

in:

 Glasby 1976). Znacznie szybciej rosną konkrecje na mniejszych. 

ŚRODOWISKA MORSKIE 527 

głębokościach (do ok. 1000 m). Ich przyrost waha się między 0,4 
a 40 mm/10

3

, jest więc co najmniej o dwa rzędy wielkości większy (Cal-

vert & Price 1977, Ku & Glasby 1972). 

WSPÓŁCZESNE OSADY PELAGICZNE 

W zależności od wzajemnego stosunku składników biogenicznych do li-

togenicznych, osady pelagiczne dzieli się na dwie zasadnicze grupy: osa­
dy nieorganiczne, w których udział składników biogenicznych jest mniej­

szy od 30°/o, i osady organogeniczne, zawierające więcej niż 30% mate­

riału szkieletowego. 

Głównym i typowym osadem pierwszej grupy jest tzw. „czerwony" 

ił głębinowy. Można tu również zaliczyć stosunkowo gruboziarniste osa­

dy określane jako „piaski" głębokomorskie. 

Grupa osadów organogenicznych jest znacznie bardziej urozmaico­

na. Składają się na nią szeroko rozpowszechnione muły wapienne i krze­
mionkowe. Pierwsze z nich reprezentowane są współcześnie przez muły 
globigerynowe, kokkolitowe i pteropodowe, drugie zaś przez muły 

okrzemkowe i radiolariowe. 

„Czerwony" ił głębinowy, wbrew swej nazwie, najczęściej ma bar­

wę w różnych odcieniach koloru brązowego i powinien być raczej okre­

ślany jako brunatny (lub brązowy) ił głębinowy (Shepard 1973). Główny­

mi jego składnikami są minerały ilaste: montmorillonit, illit, i mieszano-
-pakietowe montmorillonitowo-illitowe minerały oraz — w obszarach 
wulkanicznych — filipsyt. Wielkość cząstek ilastych nie przekracza 
2 μm. Podrzędną domieszkę stanowią frakcje pyłowe i piaszczyste zło­

żone z materiału wulkanicznego, skaleni, kwarcu (najczęściej pochodze-
nia eolicznego) i rzadkich cząstek biogenicznych (zęby ryb, spikule gą­
bek, aglutynujące otwornice i radiolarie). Z brunatnym iłem głębino­
wym są też związane manganowo-żelaziste naskorupienia i konkre­
cje. 

Konkrecje występują na powierzchni osadu i w jego cienkiej (2—3 

cm), przypowierzchniowej warstwie. Przykrycie konkrecji przez osad 
powoduje zatrzymanie ich wzrostu. Ponieważ tempo sedymentacji bru­
natnego iłu głębinowego (1,6 mm/10

3

 lat), jest o kilka rzędów wielkości 

większe niż szybkość narastania konkrecji, musi istnieć jakiś proces za­
pobiegający ich zagrzebaniu. Proces ten nie został jeszcze w pełni wy­

jaśniony. Przypuszcza się, że konkrecje albo są wypychane z osadu 

wskutek działalności życiowej organizmów dennych, albo utrzymują się 

na jego powierzchni dzięki przemieszczaniu ich przez prądy denne.  — — i j 

Brunatny ił głębinowy powstaje na dużych głębokościach, w obsza­

rach, w których produkcja organiczna w wodach powierzchniowych jest 
niska. W bardziej żyznych strefach gromadzą się wapienne i krzemion-

kowe osady organogeniczne. 

528 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

Skład gatunkowy szczątków organicznych występujących w tych 

osadach jest ściśle uzależniony od składu gatunkowego planktonu żyją­
cego w danym rejonie. Jest to szczególnie zaskakujące w przypadku kok-

kolitów i okrzemek, których niewielkie i delikatne szkielety mogą być 
długo unoszone przez wodę. Pokrywanie się zasięgów żywych form i ma­

sowego występowania ich szczątków w osadach spowodowane jest z jed­
nej strony tym, że większość szkieletów mikroorganizmów planktonicz-
nych jest przenoszona na dno wewnątrz koprolitów, co znacznie przy­
śpiesza ich opadanie, z drugiej zaś stosunkowo niewielkie ich ilości, skła­

dane poza zasięgiem zasiedlania żywych organizmów, szybko są usuwa­
ne z osadu wskutek rozpuszczania (Berger 1976). 

Rozmieszczenie w basenach oceanicznych podstawowych typów osa­

dów (brunatnego iłu głębinowego, węglanowych i krzemionkowych mu­
łów organogenicznych) zależy od dwu podstawowych czynników: pro­

duktywności organicznej wód powierzchniowych i położenia dna w sto­

sunku do tzw. głębokości kompensacji węglanu wapnia (ryc. 12-101). 

Rycina 12-101. Rozmieszczenie osadów pelagicznych w oceanie światowym (według: 

Davies & Gorsline, 1976 

1 — osady wapienne, 2 — osady krzemionkowe, 3 — iły głębokomorskie, 4 — osady terygeniczne, 

S — osady glacjalne, 6 — osady szelfu i podnóża skłonu kontynentalnego 

Głębokość kompensacji węglanu wapnia jest to głębokość, na któ­

rej ilość dostarczanego do osadu materiału węglanowego jest równowa­
żona przez tempo jego rozpuszczania.  W o d y powierzchniowe są na ogół 
nasycone w stosunku do  C a C 0

3

, proces rozpuszczania zaczyna się więc 

ŚRODOWISKA MORSKIE 529 

dopiero na pewnej głębokości i w miarę jej wzrostu staje się coraz bar­
dziej intensywny. W sumie przebiega on jednak stosunkowo powoli, 
w związku z czym istotną rolę odgrywa w nim czynnik czasu. Ponieważ 

okres przebywania cząstek węglanowych na powierzchni osadu jest 
znacznie dłuższy od czasu ich wędrówki na dno, rozpuszczanie zachodzi 

głównie na granicy osad/woda. 

Głębokość kompensacji zależy od ilości materiału węglanowego 

osiągającego dno, jego odporności na rozpuszczanie, chemizmu i tempe­

ratury wód oraz tempa akumulacji osadu. 

Wzrost ilości cząstek węglanowych dostarczanych do osadu powo­

duje zwiększenie głębokości kompensacji, natomiast podniesienie zawar­
tości  C 0

2

 i obniżenie temperatury wody wzmagają intensywność procesu 

rozpuszczania i głębokość kompensacji maleje. 

Odporność na rozpuszczanie zależy od postaci mineralnej węglanu 

wapnia. Szybciej ulegają eliminacji szkielety zbudowane z łatwo rozpu­
szczalnego aragonitu niż szkielety kalcytowe. Stąd też w rzeczywistości 
istnieją dwie głębokości kompensacji; jedna, znacznie mniejsza, dla ara­
gonitu i druga, większa, dla kalcytu. W dalszych rozważaniach pojęcie 
głębokości kompensacji węglanu wapnia będzie się odnosiło do głębo­
kości kompensacji kalcytu. Wśród szkieletów kalcytowych większą od­
porność, ze względu na swoją masę, mają szkielety duże i masywne. 

Głównym czynnikiem chemicznym wpływającym na proces rozpu­

szczania jest zawartość agresywnego CO

2

 w wodach przydennych i po­

rowych. Zawartość dwutlenku węgla zależy w znacznej mierze od ilości 
materii organicznej gromadzącej się razem ze szkieletami wapiennymi 
i stopnia jej wykorzystania przez organizmy bentoniczne. 

Istotne znaczenie ma również tempo przyrostu osadu. W przypadku 

wysokiego tempa przyrostu osadzone cząsteczki węglanowe szybko prze­
chodzą przez strefę wód agresywnych i unikają rozpuszczenia. Mogą się 
one zachować na znacznie większej głębokości niż w przypadku osadów 
narastających powoli. 

Wymienione czynniki działają z różnym natężeniem w poszczegól­

nych oceanach, a nawet w różnych częściach tego samego oceanu. Obec­
nie średnia głębokość kompensacji kalcytu wynosi dla oceanu świato­
wego 4600 m, dla Pacyfiku — 4300 m dla Oceanu Indyjskiego — 4850 m 
i dla Atlantyku — 4900 m. Odchylenia od tych średnich są jednak znacz­
ne i dochodzą do około 2 km (Berger & Winterer 1974). Lokalne głębo­
kości kompensacji wyznaczają w oceanie powierzchnie o dość urozmai­
conej „morfologii", która jest określana jako powierzchnia kompensacji 
węglanu wapnia (kalcytu). Linia przecięcia się tej powierzchni z dnem 
wyznacza dolną granicę zasięgu osadów węglanowych. 

Średnie głębokości kompensacji aragonitu znane są tylko w niektó­

rych basenach oceanicznych. Wynoszą one: dla północnego Pacyfiku — 

34 Zarys sedymentologii 

530 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

kilkaset metrów, dla południowego Pacyfiku — 1 do 2 km, dla północ­

nego Atlantyku — 2 do 3 km (Berger 1976). 

Ogólnie rzecz biorąc powierzchnia kompensacji kalcytu podnosi się 

w miarę zbliżania do kontynentów (obszar skłonu kontynentalnego), na­
tomiast największą głębokość osiąga w równikowym pasie żyznych wód 

(ryc. 12-102). 

Rycina 12-102. 

Głębokość kompensacji węgla­
nu wapnia i produkcja orga­
niczna wód Oceanu Spokojne­

go wzdłuż 170° dł. zach. (we­

dług: Berger 1976) 

Przyczynę podnoszenia się powierzchni kompensacji w stosunkowo 

płytszych partiach oceanów znajdujących się ponad skłonem kontynen­
talnym (mimo wysokiej produkcji organicznej w tych obszarach) należy 

upatrywać w wysokiej agresywności wód przydennych. Spowodowana 
jest ona obfitą dostawą materii organicznej, co pociąga za sobą wzrost 
zawartości  C 0

2

 w wodzie, oraz intensywną działalnością organizmów 

bentonicznych, które przerabiając osad nie dopuszczają do nasycenia 
wód porowych węglanem wapnia. 

Inaczej kształtuje się sytuacja w żyznych obszarach równikowych. 

Obniżenie powierzchni kompensacji jest spowodowane z jednej strony 
mniejszą agresywnością wód (bardzo mała ilość materii organicznej), 
z drugiej zaś znacznym udziałem w materiale szkieletowym form ma­
sywnych (w pobliżu kontynentów przeważają szkielety delikatne). Po­
nadto wody przydenne są tutaj znacznie bardziej ruchliwe niż nad skło­

nem kontynentalnym (Berger & Winterer 1974). 

Zmienność w czasie czynników kształtujących głębokość powierz­

chni kompensacji w oceanie światowym jest przyczyną zmian jej poło­

żenia w różnych okresach geologicznych oraz powodem, dla którego 

współczesne głębokości kompensacji nie są miarodajne w odniesieniu do 

osadów kopalnych. 

Historię tych zmian jesteśmy w stanie prześledzić w miarę dokład­

nie dopiero od późnej jury — wczesnej kredy (Andel 1975), dla okresów 
wcześniejszych brak jest jakichkolwiek miarodajnych danych. Można 
się jedynie domyślać, że w paleozoiku powierzchnia kompensacji leżała 
bardzo płytko (być może na krawędzi szelfu) i stopniowo obniżała się 

w miarę rozwoju planktonu wapiennego. Dalsze jej losy przedstawia ry­

cina 12-103. 

ŚRODOWISKA MORSKIE 531 

Rycina 12-103. Zmiany głębokości kompensacji w mezozoiku i kenozoiku (według: 
Andell 1975, uproszczone) 

Przyczyny stwierdzonych wahań głębokości kompensacji nie zosta­

ły w pełni wyjaśnione. Berger i Winterer (1974) przypuszczają, że wią­
żą się one z wielkimi transgresjami, jakie zachodziły w kredzie i okre­
sach późniejszych. Podczas transgresji następowało znaczne rozszerze­
nie obszarów płytkomorskiej sedymentacji wapiennej, co powodowało 

uwięzienie w osadach dużych ilości węglanu wapnia i tym samym obni­
żenie jego zawartości w wodach oceanu światowego, które stawały się 

bardziej agresywne i intensywne rozpuszczanie mogło zachodzić na 
mniejszych głębokościach. Odwrotny efekt występował podczas okresów 
regresji. 

Rycina 12-104. Rozkład morskich osadów biogenicznych w zależności od żyzności 

wód i głębokości dna oraz zmiany w szybkości rozpuszczania biogenicznego  w ę ­

glanu wapnia i krzemionki wraz z głębokością (na podstawie: Berger 1976) 

GKA — głębokość kompensacji aragonitu, GKK — głębokość kompensacji kalcytu 

W żyznych obszarach oceanicznych, poniżej powierzchni kompen­

sacji kalcytu gromadzą się osady, których, głównym składnikiem są krze-

34' 

532 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

mionkowe szkielety organizmów planktonicznych. W wysokich szero­
kościach geograficznych i w rejonach prądów wstępujących w pobliżu 
krawędzi kontynentalnych są to muły okrzemkowe, w strefach równi­
kowych — muły radiolariowe (ryc. 12-104).  W o d y oceaniczne są niena­
sycone w stosunku do Si0

2

, w związku z tym rozpuszczanie szkieletów 

krzemionkowych rozpoczyna się bezpośrednio po śmierci organizmów 

i jest kontynuowane w czasie ich wędrówki na dno i po jego osiągnięciu. 
Oblicza się, że zaledwie około 4% szkieletów osiąga dno, z czego 
blisko połowa zostaje rozpuszczona już w osadzie (Davies & Gorsline 

1976). 

Wśród typowych osadów pelagicznych odznaczających się bardzo 

drobnym ziarnem pojawiają się od czasu do czasu wkładki stosunkowo 
gruboziarnistego materiału, często określane jako głębokomorskie „pia­

ski" mimo, że ich skład granulometryczny nie zawsze usprawiedliwia 
taką nazwę, często bowiem składają się one głównie z frakcji pyłowych. 

Hollister i Heezen (1966) wyróżnili wśród nich trzy grupy: piaski akre-
cyjne, utwory prądów zawiesinowych i piaski rezydualne. 

Piaski akrecyjne powstają przez swobodne opadanie ziarn z po­

wierzchni oceanu. Mogą to być ziarna materiału piroklastycznego, ziar­
na eoliczne lub ziarna transportowane w pływającym lodzie. 

Piaski składające się z ziarn piroklastycznych są ściśle związane 

z obszarami źródłowymi. Ich rozprzestrzenienie jest niejednokrotnie 
znaczne, np. w północnym Pacyfiku są one spotykane w odległości 1000 
do 1300 km od obecnie czynnych stref wulkanicznych. 

Podobnie duży zasięg mają piaski eoliczne. Składają się one z ziarn 

kwarcu o średnicy od 1 do 30 μm, które zostały przeniesione przez prą­
dy powietrzne wiejące w wysokich warstwach atmosfery z nad obsza­
rów pustynnych na odległości dochodzące do 5000 km. W Atlantyku na 
szerokościach równikowych udział w osadzie materiału eolicznego wy­
wiewanego z Sahary dochodzi do 30% (Arrhenius 1963). 

Osady prądów zawiesinowych odróżniają się od pozostałych piasków 

głębokomorskich obecnością uziarnienia frakcjonalnego. Prądy zawiesi­
nowe, które docierają do środowiska pelagicznego, są już w znacznym 
stopniu rozcieńczone i pozbawione materiału gruboziarnistego. W utwo­
rzonych przez nie warstwach frakcje gruboziarniste są reprezentowane 
jedynie przez pył i bardzo drobnoziarnisty piasek. Warstwy osadów prą­
dów zawiesinowych występują na równiach oceanicznych i we wszel­
kiego rodzaju depresjach dna. Brak ich jest natomiast na wzniesieniach, 
które są przez te prądy omijane. 

Wynika stąd paradoksalna na pierwszy rzut oka sytuacja polegają­

ca na tym, że osady tworzące się na większych głębokościach (np. w ro­
wach oceanicznych) mają często bardziej terygeniczny charakter niż na 
położonych w ich bezpośrednim sąsiedztwie obszarach stosunkowo płyt-
szych (grzbiety, płaskowyże podwodne itp.). 

ŚRODOWISKA MORSKIE 

Piaski rezydualne są produktem mechanicznej lub chemicznej dezin­

tegracji skał odsłaniających się na dużych głębokościach. Składają się 

one z ziarn najbardziej odpornych minerałów łub skał. Są źle wysorto-
wane oraz pozbawione frakcji pyłowej i frakcji drobniejszych. 

Osady kopalne 

Wśród osadów kopalnych, które mogą być interpretowane jako utwory 
pelagiczne, znajdują się zarówno dokładne odpowiedniki osadów współ­
czesnych, jak i takie, których analogie ze współczesnymi osadami pela-

gicznymi są dość dalekie. 

W stanie kopalnym zostały rozpoznane muły radiolariowe, globige-

rynowe, kokkolitowe, brunatny ił głębinowy, utwory manganowe i inne. 
Muły radiolariowe uległy przekształceniu w radiolaryty i mułowce ra­
diolariowe, muły globigęrynowe w odpowiednie wapienie i margłe. Jed­

ne i drugie są często spotykane w licznych seriach geosynklinalnych. 

Niektóre odmiany kredy, szeroko rozprzestrzenionej w osadach mórz 
epikontynentalnych, odpowiadają współczesnym mułom kokkolitowym. 

Klasycznym przykładem brunatnych iłów głębinowych w osadach 

kopalnych jest kompleks żółtych, brunatnych i czerwonych iłów wystę­
pujących w utworach kredy na wyspie Timor. Jedynymi szczątkami or­
ganicznymi są w nich liczne skorodowane skorupki radiolarii, zęby i ko-

Rycina 12-105. 
Profil pelagicznych osadów wa­
piennych przykrytych utwora­

mi gipsowymi i wapieniami ra­
fowymi, kampan — miocen, 

Cypr (według: Robertson & 

Hudson in Jenkyns 1978) 

534 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

ści ryb. Ponadto zawierają one równie liczne konkrecje manganowo-że­
laziste, których skład chemiczny odpowiada współczesnym konkrecjom 
głębokomorskim (Jenkyns 1978). 

W masywie Troodos na Cyprze rozpoznano odpowiedniki utworów 

gromadzących się na współczesnych aktywnych grzbietach oceanicznych. 
Reprezentowane są one przez jasnobrązowe pelityczne mułowce, pozba­
wione węglanu wapnia, natomiast bogate w żelazo, mangan i ziemie 
rzadkie. Spoczywają one na nierównej powierzchni podmorskich poto­
ków law bazaltowych i są przykryte przez serię radiolarytów. Ich skład 
chemiczny i pozycja w profilu stratygraficznym (ryc. 12-5) są głównymi 
argumentami przemawiającymi za przyjętą interpretacją (Robertson & 
Hudson 1973). 

Pelagiczny charakter jest powszechnie przypisywany również licz­

nym odmianom wapieni, które nie mają swoich bezpośrednich odpo­
wiedników we współczesnych osadach oceanicznych. Są to na ogół mi-

krytowe lub biomikrytowe czyste wapienie, zawierające co najwyżej 
nieznaczną domieszkę bardzo drobnoziarnistego materiału terygeniczne­
go. Podstawowy składnik biogeniczny stanowią w nich szkielety organiz­
mów planktonicznych. Szczątki organizmów bentonicznych poza otwor-

nicami, o ile występują, są bardzo nieliczne. Do najbardziej znanych 
przykładów tego rodzaju utworów należą m.in. wapienie kalpionellowe, 
aptychowe, „wapienie bulaste" i zawierające konkrecje krzemionkowe, 
tzw. wapienie rogowcowe. Zwięzły i instruktywny przegląd różnych ko­

palnych osadów pelagicznych podaje Jenkyns (1978). 

LITERATURA KOMENTOWANA  5 3 5 

536 ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE 

LITERATURA KOMENTOWANA 

538 ŚRODOWISKA-SEDYMENTACYJNE 

1