wystêpuje warstwa czarnych, zawêglonych i³ów (o mi¹¿szoœci ponad 1 m), przykryta zespo³em niebieskosza-rych i³ów kaolinitowych, maj¹cych w górnej czêœci ¿ó³toochrowe zabarwienie. Mi¹¿szoœæ tego zespo³u jest nie-wielka, gdy¿ uleg³y one silnej erozji podczas powstawania zespo³u utworów ¿wirów kwarcowych z kaolinitem (11), a tak¿e podczas procesów erozyjnych w czwartorzêdzie. Na opisanych trzeciorzêdowych utworach ¿wirów z kaolini-tem wystêpuj¹ i³y niebieskoszare (12), w górnej czêœci o zabarwieniu ¿ó³tym, ochrowym. Wy¿ej le¿¹ niezgodnie
utwory czwartorzêdowe (13), o mi¹¿szoœci 20–50 m. W rejonie Ruska górna czêœæ opisanych utworów trzeciorzêdo-wych jest zerodowana i rozciêta kopaln¹ dolin¹, wype³nion¹ utworami czwartorzêdowymi. W plejstocenie, w wyniku nacisku transgreduj¹cego l¹dolodu, górna czêœæ utworów trzeciorzêdowych zosta³a zaburzona przez procesy glacitek-toniczne. Utwory trzeciorzêdowe ulega³y odkuciu, nasuwa-niu, fa³dowaniu. Fragmenty utworów trzeciorzêdowych s¹ znajdowane obecnie w obrêbie utworów czwartorzêdo-wych. Przypuszczalnie pok³ad wêgla brunatnego, rejestro-wany w wierceniach okolic Ruska na wysokoœci 180–190 m n.p.m. (20 m ponad ni¿ejleg³ymi pok³adami wêgla bru-natnego), to warstwa wêgla, która uleg³a odkuciu i nasu-niêciu na m³odsze warstwy ilaste. Problem ten wymaga wyjaœnienia.
W œwietle dotychczasowych badañ (Dyjor & Sadowska, 1977; Sadowska, 1995a) nale¿y przyj¹æ, ¿e wêgle brunatne (7), badane w odkrywce „Stanis³aw Pó³noc”, odpowiadaj¹ wiekowo pok³adowi „Henryk”. Wobec tego serie ilaste (8), wystêpuj¹ce nad tymi pok³adami wêgla nale¿y uznaæ za odpowiedniki serii poznañskiej (sensu Dyjor, 1970), której wiek mo¿e byæ datowany na górny baden–samat (Sadow-ska, 1993, 1995a). Przy czym nale¿y wyraŸnie zaznaczyæ, ¿e pod koniec sedymentacji tej serii by³o kilka epizodów zwi¹zanych z formowaniem siê warstw ilastych o barwach „p³omienistych” w czêœci stropowej. Warstwy ¿wirów kwarcowych z kaolinitem (11), wystêpuj¹ce ponad wspo-mnianymi i³ami, na Dolnym Œl¹sku okreœlane s¹ jako seria Gozdnicy (Dyjor, 1978), a pocz¹tek ich sedymentacji przy-pada na górny miocen (panon, pont)–pliocen?
Wiek serii piasków zawêglonych i mu³ków (3, 4, 5), obserwowanych w najni¿szych fragmentach odkrywki „Stanis³aw Po³udnie” wymaga potwierdzenia, byæ mo¿e odpowiadaj¹ one wiekowo serii Mu¿akowa. Wyjaœnienia wymaga tak¿e obecnoœæ pok³adu wêgla brunatnego (9?), zarejestrowanego wierceniami w rejonie Ruska, a wystê-puj¹cego w górnej czêœci serii ilastej. Byæ mo¿e jest to nasuniêty pok³ad „Henryk”. Szczegó³owe kartowania geo-logiczne skarp zbocza wschodniego odkrywki „Stanis³aw Pó³noc” wskazuj¹ na tak¹ mo¿liwoœæ.
Mikroskamienia³oœci w utworach formacji poznañskiej na Ni¿u Polskim
Jolanta Paruch-Kulczycka*, Maria Danuta Giel**
Brak wystarczaj¹cych danych mikrofaunistycznych sprawia, ¿e stosowana na Ni¿u Polskim neogeñska straty-grafia opiera siê wy³¹cznie na cechach litostratygraficznych, fazach florystycznych i poziomach sporowo–py³kowych
(Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1997). Mikrofauna obecna w wielu stanowiskach formacji poznañskiej, choæ nie zawsze daje siê zidentyfikowaæ pod wzglêdem stratygra-ficznym, mo¿e byæ wa¿nym wskaŸnikiem œrodowiska depo-zycji, pomocnym w interpretacjach facjalnych.
Dotychczas najwiêksze znaczenie maj¹ zespo³y otwor-nicowe stwierdzone w osadach formacji poznañskiej po³udniowej czêœci Ni¿u Polskiego, na Dolnym Œl¹sku, w okolicy Wroc³awia, w wierceniach: Wo³ów i Borek Strzeliñ-259
Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 3, 2002
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; jkul@pgi.waw.pl
**Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa
ski (£uczkowska & Dyjor, 1971) oraz w po³udniowo-w-schodniej czêœci monokliny przedsudeckiej w wierceniach: Huby II i Bierzów 99/10 w okolicy Ostrzeszowa i wierceniu Dobrygoœæ 02/85, w okolicy Kêpna (Giel, 1979a).
Zespo³y otwornic badeñskich z Dolnego Œl¹ska, pochodz¹ce z dolnego ogniwa i³ów zielonych formacji poznañskiej (£uczkowska & Dyjor, 1971), s¹ reprezento-wane zarówno przez formy planktoniczne (Globigerina, Globigerinoides, Turborotalia, Orbulina), jak i bentonicz -ne (Elphidium, Cibicides, Valvuli-neria, Bulimina). Stan zachowania otwornic planktonicznych jest znacznie lepszy ni¿ otwornic bentonicznych. Stwierdzona na tym obszarze obecnoœæ morskich zespo³ów mikrofaunistycznych mo¿e sugerowaæ istnienie w póŸnym miocenie œrodkowym krót-kotrwa³ego po³¹czenia ni¿owego zbiornika sedymentacyj-nego z zatok¹ Paratetydy (£uczkowska & Dyjor, 1971; Dyjor, 1986; Piwocki, 1998).
Zespo³y otwornic pochodz¹ce z monokliny przedsudec-kiej zosta³y opisane z mioceñskich i plioceñskich osadów ilastych i ilastopiaszczystych formacji poznañskiej (Giel, 1979). Dominuj¹ w nich otwornice planktoniczne (Globi-gerina parabullooides Blow, G. subcretacea £omnicki, Tur-borotalia mayeri (Cushman et Ellisor), T. bykovae Aisenstat) przy znacznie mniejszym udziale otwornic bento-nicznych (Bulimina, Bolivia). Cech¹ charakterystyczn¹ tego zespo³u jest wystêpowanie otwornic o ma³ych, bardzo deli-katnych skorupkach, z wyraŸnymi oznakami zniszczenia, szczególnie widocznymi u form bentonicznych. Ze wzglêdu na s³aby stan zachowania zespo³u jego badeñski wiek zosta³ okreœlony w sposób niejednoznaczny, jak równie¿ nie do koñca zosta³a wyjaœniona w¹tpliwoœæ — czy zespó³ ten wystêpuje na z³o¿u wtórnym czy pierwotnym.
Wiele pozosta³ych stanowisk znanych na Ni¿u Polskim dokumentuje w osadach formacji poznañskiej istnienie nielicznych, ubogich i przewa¿nie s³abo zachowanych zespo³ów otwornicowych (Kolski, 1903; £yczewska, 1958; Piwocki, 1965; Dyjor, 1968; £uczkowska & Dyjor, 1971; Giel, 1971, 1975, 1979; Paruch-Kulczycka, 2001b).
W celu uzyskania pe³nej charakterystyki zespo³ów mikrofaunistycznych, w analizach mikropaleontologicz-nych residuum, nale¿y zwracaæ uwagê nie tylko na otworni-ce, ale równie¿ na pozosta³e mikroskamienia³oœci, reprezentowane najczêœciej przez elementy szkieletowe g¹bek, rzadziej — radiolarie, ma³¿oraczki, szcz¹tki owadów, mszywio³ów, kolce je¿owców. Wszystkie te sk³adniki orga-niczne, choæ bez znaczenia stratygraficznego, mog¹ byæ wa¿nym wskaŸnikiem przy rekonstrukcjach paleoœrodowiska.
Prowadzone ostatnio badania mikropaleontologiczne w rejonie Konina, zmierza³y do powi¹zania wyników badañ mikrofaunistycznych (Paruch-Kulczycka, 2001a) z wynikami badañ palinologicznych (S³odkowska, 2001) celem lepszej interpretacji stratygraficznej oraz facjalnej utworów formacji poznañskiej. W celu dok³adniejszego poznania zjawisk zwi¹zanych z charakterem œrodowiska sedymentacji oraz póŸniejszych procesów diagenetycz-nych, analizie mikropaleontologicznej poddano zarówno sk³adniki organiczne, jak i wybrane sk³adniki petrograficz-ne. Metody te pozwoli³y wyró¿niæ piêæ etapów depozycji serii osadów ilastych oraz piaszczystych formacji
pozna-ñskiej (profile z odkrywki „Kazimierz Pó³noc” i otworu BK-110).
Dwa pierwsze etapy s¹ zwi¹zane z okresem wêglo-twórczym i zosta³y wydzielone na podstawie wyników badañ palinologicznych (S³odkowska, 2001). Trzeci etap okreœlono w oparciu o kompleksowe badania mikropaleon-tologiczne (Paruch-Kulczycka, 2001a) i palinologiczne (S³odkowska, 2001). Etap ten odpowiada okresowemu pod-niesieniu poziomu wód, co mo¿e sugerowaæ, stwierdzona w badaniach mikropaleontologicznych, obecnoœæ megaspor ró¿nozarodnikowych paproci wodnych Azolla nikitinii Dorofeev, A. pseudopinata Nikitin, wczeœniej opisywanych z podobnych osadów miocenu (£añcucka-Œrodoniowa, 1956; Ziembiñska-Tworzyd³o & Wa¿yñska, 1981; Giel, 1979b). Roœliny te s¹ ³¹czone z faz¹ Azolla-Trapa, która odpowiada charakterystyce XIII zony florystycznej Maia (Odrzywolska-Bieñkowa i in., 1979; Goth & Mai, 2000), oraz IX poziomowi sporowo-py³kowemu Tricolporopolle-nites pseudocingulum, wskazuj¹cemu na dolny langenfeld (górny baden–wczesny sarmat — Piwocki & Ziembiñ-ska-Tworzyd³o, 1997). Towarzysz¹ce im megaspory Sela-ginella selaginoids (Linné) sugeruj¹ lekkie och³odzenie klimatu, charakterystyczne dla tego poziomu. Równie¿ badania materii palinologicznej w sposób jednoznaczny pozwalaj¹ umieœciæ ten odcinek profilu w IX poziomie soprowo-py³kowym (S³odkowska, 2001).
Etap czwarty to zapewne okres krótkotrwa³ej ingresji morskiej (wzglêdnie wdarcia siê wód sztormowych z bli-skiego zbiornika morbli-skiego do nadmorskich jeziorzysk), o czym œwiadczyæ mo¿e pojawienie siê otwornic: Lobatula lobatula (Walker et Jacob), Spirillina vivipara Ehrenberg i Glomospira charoids (Jones et Parker). Wykazuj¹ one dobry stan zachowania, brak œladów obtoczenia lub zape³nienia wnêtrza skorupek obcym osadem. Choæ niska frekwencja otwornic mo¿e sugerowaæ ich redepozycjê, nale¿y zwróciæ uwagê na istniej¹c¹ prawid³owoœæ miêdzy wystêpowaniem otwornic a obrazem pozosta³ych sk³adników residuum. Otwornice z rodzaju Spirilina — charakterystyczne dla g³êbszych facji — w profilu zawsze wspó³wystêpuj¹ z inny-mi elementainny-mi morskiego pochodzenia: elementainny-mi szkie-letowymi g¹bek krzemionkowych i ziarnami glaukonitu. P³ytkowodny gatunek Lobatula lobatula (Walker et Jacob), najchêtniej bytuj¹cy na roœlinach porastaj¹cych dna p³ytkich zbiorników, wspó³wystêpuje z du¿¹ iloœci¹ szcz¹tków roœlinnych silnie zmineralizowanych przez wodorotlenki ¿elaza. Niska frekwencja otwornic mo¿e byæ wywo³ana przez niekorzystne oddzia³ywanie na skorupki procesów zwi¹zanych z diagenez¹ osadu lub te¿ mo¿e œwiadczyæ o tym, ¿e ingresja morska by³a zbyt krótka by doprowadziæ do wytworzenia warunków sprzyjaj¹cych rozwojowi otwornic. Oznaczone otwornice, zarówno ze wzglêdu na szerokie zasiêgi wystêpowania, jak i nisk¹ fre-kwencjê, nie maj¹ znaczenia dla stratygrafii, jednak w badanych profilach zawsze wystêpuj¹ powy¿ej identyfiko-wanego IX poziomu sporowo-py³kowego — koreloidentyfiko-wanego z badenem–wczesnym sarmatem (Piwocki & Ziembiñska-Two-rzyd³o, 1997). Opisywan¹ sekwencjê osadów cechuje nieobec-noœæ materii palinologicznej (S³odkowska, 2001).
Ostatni etap odpowiada sedymentacji serii i³ów p³omie-nistych i odznacza siê brakiem materii organicznej, która byæ mo¿e uleg³a destrukcji w wyniku procesów erozyjnych lub diagenetycznych.
260
