ARTYKUŁY NAUKOWE Wieloetapowa dolomityzacja w sukcesji triasu dolnego i środkowego serii wierchowej (Tatry Zachodnie, Polska)

Wieloetapowa dolomityzacja w sukcesji triasu dolnego i œrodkowego

serii wierchowej (Tatry Zachodnie, Polska)

Piotr Jaglarz

Multi-stage dolomitization in the Lower–Middle Triassic succession of the High-Tatric series (Western Tatra Mts., Poland). Prz. Geol., 60: 284–293.

A b s t r a c t. The paper is focused on multi-stage dolomitization process in the Lower–Middle Triassic succession of the High-Tatric series from the Western Tatra Mts. Lower and Middle Triassic bedded dolostones have several features indicating their early-diagenetic (synsedimentary) origin: preservation of sedimentary structures, fine-grained fraction (except redeposited deposits), relatively high concentration of siliciclastics, pseudomorphs after sulfates, lack of benthic fauna (except storm deposits). This can also be identified by presence of teepee struc-tures and solution-collapse breccias. The sedimentological feastruc-tures andd13C values may lead to conclusion that bedded dolostones were formed in the hypersaline environment, within supra- to interitidal zone. The part of bed-ded dolostones (mainly Early Triassic and latest Middle Triassic age) were formed during dilution of hipersaline waters by periodic fresh-water inputs. Positive correlation betweend13C andd18O in dolomitized calcarenites suggests dolomitization with the influence of mixed meteoric and marine (hypersaline) waters. That dolomitization process took place during relatively early stage of burial diagenesis at marine regression times. Thed13C values of dolomitized calcilutites, as well as mosaic and saddle dolomitic cements sug-gest the dolomitization by solutions of marine origin. The lack of correlation betweend13C andd18O indicates high temperature of these solutions. The values ofd18O indicate the temperature formation of dolomitic mosaic cements at 45–65°C. Calcilutites were dolomitized at 70–80°C, and saddle dolomite cements were formed in similar thermal conditions (70–85°C). Hydrothermal dolomitization is dated on Middle Triassic time.

Keywords: dolostones, C and O stable isotopes, Triassic, Tatricum, Western Carpathians

Procesy dolomityzacji najogólniej mo¿na podzieliæ na wczesnodiagenetyczne (synsedymentacyjne) oraz zachodz¹ce po pogrzebaniu osadów (Folk & Land, 1975; Magaritz i in., 1980; Mattes & Mountjoy, 1980; Hardie, 1987). Dolomity-zacja osadów triasu wierchowego by³a przedmiotem badañ Veizera (1970) i Be³ki (1976). Veizer (1970) wskazywa³ na hipersalinarn¹ genezê dolomitów wczesnodiagenetycz-nych, a dolomityzacjê póŸnodiagenetyczn¹ wi¹za³ z roz-tworami uwalnianymi w czasie diagenezy osadów. Be³ka (1976) stwierdzi³, ¿e na dolomityzacjê szczególnie podatne by³y elementy ziarniste osadów wapiennych, sugerowa³ tak¿e, ¿e ¿y³y dolomityczne z masywu Kominiarskiego Wierchu maj¹ zwi¹zek z procesami hydrotermalnymi.

Niniejsza publikacja jest poœwiêcona kilkuetapowej dolomityzacji osadów wêglanowych triasu dolnego i œrod-kowego jednostki wierchowej (Tatricum) w Tatrach Zachod-nich (ryc. 1). Stosunki izotopów trwa³ych C i O pozwoli³y przybli¿yæ uwarunkowania œrodowiska sedymentacji w przy-padku dolomitów wczesnodiagenetycznych oraz warunki panuj¹ce podczas póŸniejszych etapów dolomityzacji.

T£O GEOLOGICZNE

Sukcesjê wêglanow¹ triasu dolnego serii wierchowej rozpoczyna seria tzw. wapieni i dolomitów komórkowych, zbudowana z dolomitów przek³adanych mu³owcami dolo-mitycznymi i utworów komórkowych (Kotañski, 1959). Mi¹¿szoœæ tych osadów siêga 50 m. W wy¿szej czêœci profilu wystêpuj¹ warstwy myoforiowe (ok. 65 m): dolomity

u³awicone i brekcje rozpuszczeniowo-kolapsyjne, wapie-nie margliste (czêœciowo dedolomity) i ciemne mu³owce wapniste (Kotañski, 1956; Jaglarz & Rychliñski, 2010). Liczne s¹ tutaj struktury tipi, poziomy krasu synsedymen-tacyjnego i gleby kopalne. Osady triasu dolnego prze-chodz¹ ku górze w cykliczn¹ sukcesjê wêglanow¹ triasu œrodkowego. Tworz¹ j¹ cykle p³yciej¹ce ku górze zbudo-wane (od facji najg³êbszych do najp³ytszych) z ciemnych wapieni drobnoziarnistych (m.in. zbioturbowane kalcylu-tyty i wapienie pasiaste), kalkarenitów oraz dolomitów u³awiconych. Poszczególne cykle najczêœciej zwieñczone s¹ utworami wynurzeniowymi: brekcjami rozpuszczeniowo--kolapsyjnymi, poziomami krasowymi lub strukturami tipi (Jaglarz & Szulc, 2003; Jaglarz & Rychliñski, 2005). W profilu Sto³ów pod Ciemniakiem wystêpuj¹ wapienno--dolomitowe brekcje interpretowane jako utwory osuwi-skowe (Jaglarz, 2007). Kalkarenity, kalcylutyty oraz brekcje osuwiskowe s¹ czêœciowo zdolomityzowane. W stropowej czêœci sukcesji œrodkowotriasowej pojawiaj¹ siê dolomity u³awicone przewarstwiane pstrymi mu³owcami dolomitycz-nymi. Osady triasu œrodkowego osi¹gaj¹ 600 m mi¹¿szoœci.

W wy¿szej czêœci wczesnego triasu i w triasie œrod-kowym w basenie Tatricum (wierchowym) dominowa³y p³ytkomorskie osady wêglanowe i ewaporatowe deponowane na okresowo wynurzanej rampie wêglanowej z ograniczon¹ cyrkulacj¹ wód. Sedymentacja niskiej energii by³a przery-wana incydentalnymi wp³ywami sztormów subtropikal-nych (Jaglarz & Szulc, 2003; Jaglarz & Uchman, 2010). Osady wêglanowo-klastyczne dolnego triasu reprezentuj¹

1

Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloñski, ul. Oleandry 2A, 30-063 Kraków; piotr.jaglarz@uj.edu.pl.

najp³ytsze facje zwi¹zane z inicjaln¹ faz¹ triasowej trans-gresji morskiej. Wiêksza koncentracja osadów siliko-klastycznych w tych osadach œwiadczy o wzglêdnie wilgot-niejszym klimacie we wczesnym triasie w porównaniu do triasu œrodkowego. Z pluwializacj¹ klimatu mo¿na te¿ wi¹zaæ pojawienie siê osadów terygenicznych w najwy¿-szym triasie œrodkowym (Michalík, 1994).

Silna subsydencja basenu Tatricum w œrodkowym triasie, która umo¿liwi³a depozycjê mi¹¿szych serii p³ytkomor-skich osadów wêglanowych, mia³a zwi¹zek z warunkami tensyjnymi. Znajdowa³y one odzwierciedlenie w aktyw-noœci tektonicznej basenu (Jaglarz & Szulc, 2003; Jaglarz, 2007). Ekstensja w basenie wierchowym by³a spowodowana otwieraniem Oceanu Meliata-Hallstatt i separacj¹ szelfu alpejsko-karpackiego od stabilnej Paleoeuropy, wzd³u¿ strefy uskoków przesuwczych na pó³noc od Tatricum (Kozur, 1991; Michalík, 1994; Wieczorek, 2000). Pod koniec triasu œrodkowego obszar Tatricum uleg³ wynurzeniu. Górny trias jest zdominowany przez silikoklastyczne osady l¹dowe. W póŸnym triasie i we wczesnej jurze dosz³o do procesów riftingu poprzedzaj¹cych powstanie na pó³noc od Tatricum nowego ramienia Oceanu Tetydy (Vahicum; Michalík, 1994; Wieczorek, 2000). We wczesnej jurze obszar Tatricum stanowi³ pasywn¹ krawêdŸ doliny ryftowej (Wieczorek, 2000). W zwi¹zku z tym pe³ny profil triasu wystêpuje jedynie w czêœci autochtonu wierchowego, gdzie ponad utworami triasu górnego zalegaj¹ osady wêglanowo-klastyczne dolnej jury (Kotañski, 1961). W p³aszczowinie Giewontu i Czerwonych Wierchów utwory triasu uleg³y czêœciowej erozji, a profil triasu koñczy siê odpowiednio na anizyku dolnym i ladynie dolnym. W p³aszczowinach wierchowych ponad utworami triasu œrodkowego zalegaj¹ wapienie œrod-kowej jury (Kotañski, 1961).

MATERIA£Y I METODY

Badaniami objêto ska³y wêglanowe z kilku profilów triasu dolnego (w Dolinie Iwanowskiego Potoku, w ¯lebie pod Chud¹ Turni¹, na Giewoncie, na po³udniowym stoku D³ugiego Giewontu i w Dolinie Stare Sza³asiska) i œrod-kowego (na Kominiarskim Wierchu, na Sto³ach pod Ciem-niakiem, na Kozim Grzbiecie i na Giewoncie) jednostki wierchowej w Tatrach Zachodnich (ryc. 1, 2). Badania tere-nowe by³y uzupe³nione obserwacjami mikrofacji w p³ytkach cienkich (ok. 150). Wyselekcjonowane próbki poddano analizom zawartoœci pierwiastków g³ównych (Ca, Mg, Si; 54) i izotopów trwa³ych C i O (104). Analizy zawartoœci pierwiastków g³ównych przeprowadzono metod¹ ICP-ES w Acme Analytical Laboratories Ltd. (Vancouver, Kanada). Wartoœcid13C id18O w standardzie PDB zosta³y oznaczone przy u¿yciu spektrometru mas w Instytucie Nauk Geo-logicznych Bia³oruskiej Akademii Nauk w Miñsku.

OPIS LITOLOGICZNY

Termin dolomity u³awicone (w³aœciwie dolomity i dolo-mity wapniste) odnosi siê do jednorodnie zdolodolo-mityzo- zdolomityzo-wanych dololutytów oraz rzadziej wystêpuj¹cych mikro-bialitów i doloarenitów. Dolomity u³awicone tworz¹ wyraŸ-nie indywidualizuj¹ce siê warstwy lub pakiety warstw wœród innych utworów dolnego i œrodkowego triasu.

Zdolomityzowane kalkarenity i kalcylutyty wystêpuj¹ jedynie w triasie œrodkowym. W przeciwieñstwie do dolomi-tów u³awiconych, dolomityzacja kalkarenidolomi-tów i kalcylutydolomi-tów jest niejednorodna. W obu przypadkach zdolomityzowane partie wapieni wyró¿niaj¹ siê grubokrystaliczn¹ tekstur¹.

Z A K O P A N E

p³aszczowina reglowa dolna (kri¿niañska) Lower Sub-Tatric (Krízna) Nappe p³aszczowina reglowa górna (choczañska) Upper Sub-Tatric (Choè) Nappe pokrywa post-tektoniczna (paleogen) Post-tectonic cover (Paleogene)

ska³y krystaliczne crystalline rocks g³ówne nasuniêcia main overthrusts g³ówne uskoki main faults jednostka _wier chowa High-T atric Unit lokalizacja ods³oniêæ location of outcrops granica pañstwa state boundary szczyt peak

Ryc. 1. Schematyczna mapa tektoniczna Tatr (Bac-Moszaszwili i in., 1979; zmodyfikowana) Fig. 1. Tectonic sketch-map of the Tatra Mts. (Bac-Moszaszwili et al., 1979; modified)

Dolomity u³awicone

Dolomity u³awicone s¹ barwy od ciemno- do jasnoszarej, rzadziej pomarañczowej. Mi¹¿szoœæ ³awic wynosi od 1 do 80 cm. W najni¿szej czêœci sukcesji triasu dolnego dolomity s¹ alternowane mu³owcami dolomitycznymi barwy czar-nej, zieloczar-nej, czerwonej i pstrej. W wy¿szej czêœci dolnego

triasu (warstwy myoforiowe) i w triasie œrodkowym ³awice dolomitów wystêpuj¹ w zespo³ach od kilku do kilkunastu metrów mi¹¿szoœci. W obrêbie warstw myoforiowych pakiety dolomitowe prze³awicaj¹ siê z ciemnymi wapie-niami marglistymi i mu³owcami wapnistymi, a w triasie œrodkowym z kalcylutytami i kalkarenitami. W stropowej czêœci sukcesji triasu œrodkowego dolomity s¹ alternowane

A

B

Litologia

Lithology

Stratygrafia

Stratigraphy

dolny

trias

Lower

T

riassic

œrodkowy

t

rias

Middle

T

r

iassic

partly dolomitised calcilutites

cz. zdolomityzowane kalkarenity

partly dolomitised calcarenites

dololutyty dololutites brekcje kolapsyjne collapse breccias kalcylutyty calcilutites doloarenity doloarenites mu³owce dolomityczne dolomitic mudstones gleby kopalne paleosols

sparytowe wapienie margliste

sparite marly limestones

zbioturbowane kalcylutyty bioturbated calcilutites laminacja pozioma horizontal lamination laminacja przek¹tna cross lamination pseudomorfozy po ewaporatach

pseudomorphs after evaporites

osuwiska slumps sporomorfy sporomorphs tempestyty tempestites ma³¿oraczki ostracods œlimaki gastropods ma³¿e bivalves krynoidy crinoids kalkarenity calcarenites dolomity u³awicone bedded dolostones tipi teepee

Ryc. 2. Przyk³adowe profile utworów wêglanowych triasu dolnego i œrodkowego serii wierchowej Tatr Zachodnich (p³aszczowina Czerwonych Wierchów): A – profil Koziego Grzbietu; B – profil ¯lebu pod Chud¹ Turni¹

Fig. 2. Examplified sections of the Lower and Middle Triassic carbonates of the High-Tatric series (Czerwone Wierchy Nappe): A – Kozi Grzbiet section; B – ¯leb pod Chud¹ Turni¹ section

pstrymi mu³owcami dolomitycznymi. Dolomitom u³awi-conym czêsto towarzysz¹ struktury tipi i dolomitowe brek-cje rozpuszczeniowo-kolapsyjne.

Omawiane dolomity zdominowane s¹ przez dolo-madstony i dolomity mikrosparytowe (zrekrystalizowane dolomadstony). Powszechnie wystêpuj¹ w nich pseudomor-fozy po ewaporatach o pokroju romboidalnym, nodularno--sferolitycznym lub nodularnym (owalnym; ryc. 3A). Obecne s¹ tak¿e pseudomorfozy tworz¹ce struktury typu enterolitycz-nego (ryc. 2 w Jaglarz & Rychliñski, 2010). Pseudomorfo-zy wype³nione s¹ przez kryszta³y dolomitowe o pokroju od sub- do anhedralnego wielkoœci do 0,5 mm, mikryt i/lub osady rezydualne po rozpuszczeniu wêglanów. W dolomi-tach o genezie mikrobialnej wystêpuj¹ struktury fenestralne (ryc. 3B). W omawianych dolomitach powszechne s¹ lami-nacje. Laminacje maj¹ genezê mikrobialn¹ lub s¹ zwi¹zane z obecnoœci¹ osadów detrytycznych (ryc. 3C).

W obrêbie wczeœniej opisanych dolomitów podrzêdnie wystêpuj¹ doloarenity (pakstony, wakstony) zbudowane z dolomitowych intraklastów i peloidów (<0,25 mm œred-nicy; ryc. 3D). Niektóre z nich zawieraj¹ szcz¹tki œlimaków, ma³¿y i otwornic. Doloarenity charakteryzuj¹ siê erozyjnymi sp¹gami oraz reliktowo zachowan¹ laminacj¹ przek¹tn¹ i poziom¹.

Zdolomityzowane kalkarenity

Termin zdolomityzowane kalkarenity odnosi siê do kil-kumetrowej mi¹¿szoœci zestawów ³awic kalkarenitów, czêœciowo lub ca³kowicie zast¹pionych przez dolosparyt. Najczêœciej partie zdolomityzowane maj¹ w przekroju formê nieregularnych warstw (ryc. 7A i 8 w Jaglarz & Rychliñski, 2010). Zdarza siê równie¿, ¿e front dolomityzacji obejmuje wiêksze fragmenty lub ca³e pakiety warstw kalkarenitów.

Kalkarenity pierwotnie by³y zbudowane z wapien-nych peloidów, ooidów, intraklastów i bioklastów (ryc. 4). Dolomityzacja prowadzi³a do czêœciowego lub ca³kowitego zastêpowania allochemów albo allochemów i mikrytu. Stosunkowo najlepiej zachowane s¹ komponenty mikrytowe lub zmikrytyzowane (ryc. 4B). Czêsto obserwowano jednak tylko „duchy” lub obrysy allochemów (ryc. 4A, C). Krysz-ta³y dolomitów s¹ bia³e lub zabarwione na szaro. Naj-czêœciej s¹ one subhedralne, rzadziej an- lub euhedralne. Kryszta³y euhedralne wystêpuj¹ przede wszystkim we wnêtrzach allochemów (g³ównie ooidów; ryc. 4B). Wiel-koœæ kryszta³ów jest zró¿nicowana. Przewa¿aj¹ kryszta³y nieprzekraczaj¹ce 0,2 mm, ale w przypadku ska³, gdzie allochemy wystêpuj¹ jako „duchy”, ich wielkoœæ mo¿e wynosiæ do 1 mm. Generalnie kryszta³y zastêpuj¹ce kom-ponenty s¹ wiêksze od zastêpuj¹cych mikrytow¹ matriks.

Zdolomityzowane kalcylutyty

Termin zdolomityzowane kalcylutyty odnosi siê do w ró¿nym stopniu zdolomityzowanych madstonów (m.in. ze strukturami bioturbacyjnymi; ryc. 5) oraz czêœciowo zdolomityzowanej, mikrytowej matriks brekcji osuwisko-wych z profilu Sto³ów pod Ciemniakiem. Strefy dolomityza-cji kalcylutytów obejmuj¹ swym zasiêgiem pakiety warstw od kilku do kilkudziesiêciu metrów mi¹¿szoœci. Najczêœciej partie zdolomityzowane maj¹ formê izolowanych gniazd w obrêbie wapieni (ryc. 5C) lub poprzecznych do warstwo-B

C

D A

Ryc. 3. Dolomity u³awicone: A – owalne dolomitowe pseudo-morfozy po siarczanach rozproszone w dololutycie (zg³ad). Profil ¯lebu pod Chud¹ Turni¹, dolny trias; B – dolomit mikrobialny ze strukturami fenestralnymi; p³ytka cienka. Profil Giewontu, œrodkowy trias; C – dololutyt z laminami py³u kwarcowego prawdopodobnie pochodzenia eolicznego (p³ytka cienka). Profil Iwanowskiego Potoku, dolny trias; D – pakston peloidowo-intraklastowy (p³ytka cienka). Profil Giewontu, dolny trias

Fig. 3. Bedded dolostones: A – nodular, dolomitic pseudomorphs after sulfates dispersed in dololutite (polished slab). ¯leb pod Chud¹ Turni¹ section, Lower Triassic; B – microbial dolostone with fenestral structures; thin section. Giewont section, Middle Triassic; C – dololutite with laminae of quartzitic silt probably eolian in origin (thin section). Iwanowski Potok section, Lower Triassic; D – peloidal-intraclastic packstone (thin section). Giewont section, Lower Triassic

wania ¿y³ o œrednicy od kilku do kilkunastu centymetrów, posiadaj¹cych drobniejsze odga³êzienia wnikaj¹ce w zastêpo-wane wapienie. Zdolomityzozastêpo-wane obszary w kalcylutytach ze strukturami bioturbacyjnymi nawi¹zuj¹ do œladów rycia (ryc. 5A).

Zdolomityzowane partie kalcylutytów s¹ zbudowane z mlecznobia³ych an- i subhedralnych kryszta³ów dolomitu (£0,2 mm), które tworz¹ skupiska. Wiêksze, pojedyncze, euhedralne kryszta³y dolomitów wystêpuj¹ w kalcyluty-tach ze strukturami bioturbacyjnymi (ryc. 5B). Opisywane kryszta³y maj¹ intensywne barwy interferencyjne.

Dolomitowe cementy

brekcji rozpuszczeniowo-kolapsyjnych

Brekcje rozpuszczeniowo-kolapsyjne wspó³wystêpuj¹ z dolomitami u³awiconymi triasu dolnego i œrodkowego. Czêsto wystêpuj¹ w stropowych partiach ich pakietów. Tworz¹ one kilkumetrowej mi¹¿szoœci nieu³awicone lub niewyraŸnie u³awicone litosomy o ostrych powierzchniach sp¹gowych. Brekcje rozpuszczeniowo-kolapsyjne zbudo-wane s¹ z klastów dolomitowych o œrednicy do kilku centymetrów, z których czêœæ zawiera pseudomorfozy po ewaporatach. Omawiane brekcje powstawa³y na skutek rozpuszczania ewaporatów przez wody meteoryczne pod-czas epizodów emersji. Klasty brekcji najczêœciej spojone s¹ cementami dolomitowymi, sporadycznie kalcytowymi. Oprócz cementów w spoiwie brekcji spotyka siê matriks zbudowan¹ z osadów detrytycznych (m.in. osadów rezydual-nych po rozpuszczeniu wêglanów) lub drobnoziarnistego materia³u identycznego ze szkieletem ziarnowym.

Stwierdzi³em kilka rodzajów cementów dolomitowych w brekcjach rozpuszczeniowo-kolapsyjnych. Pierwszym s¹ reliktowo zachowane cementy zbudowane z kilkudziesiêcio-mikrometrowych, wyd³u¿onych kryszta³ów dolomitu. Cemen-ty te obrastaj¹ zewnêtrzne czêœci klastów lub zabliŸniaj¹ ich spêkania (ryc. 6A). Drugim rodzajem s¹ cementy mozaiko-we, zbudowane z od an- do subhedralnych kryszta³ów dolomitu wielkoœci od kilkudziesiêciu mikrometrów do 1 mm (ryc. 6A). W brekcjach, których matriks stanowi³y osady silikoklastyczne, cementy te wystêpuj¹ jako wyraŸnie in-dywidualizuj¹ce siê kryszta³y, czêsto o budowie zonalnej zwi¹zanej z kontaminacj¹ osadów detrytycznych w central-nych czêœciach kryszta³ów (ryc. 6B). Cementy mozaikowe tworz¹ równie¿ czêœæ pseudomorfoz po ewaporatach i wype³-nieñ struktur fenestralnych w dolomitach u³awiconych.

Trzecim typem cementów s¹ sporadycznie wystêpuj¹ce tzw. dolomity siod³owe (saddle, baroque dolomite; Radke & Mathis, 1980; Tucker & Wright, 1990), czyli subhedralne kryszta³y dolomitów z dobrze rozwiniêt¹ ³upliwoœci¹, intensywnymi barwami interferencyjnymi, falistym wyga-szaniem œwiat³a i inkluzjami kalcytowymi o trójk¹tnym pokroju (ryc. 6C).

WYNIKI BADAÑ GEOCHEMICZNYCH

Œrednia zawartoœæ MgO w dolomitach u³awiconych triasu dolnego (iloœæ próbek n = 21) i œrodkowego (n = 15) wynosi odpowiednio 19,31% wag. ±1,58% wag. i 19,37% wag. ±0,98% wag., natomiast koncentracja SiO2 wynosi

odpowiednio 0,65–8,28% wag. i 0,45–4,53% wag. Œred-nie wartoœcid13C id18O w dolomitach u³awiconych triasu

dolnego (n = 27) wynosz¹ odpowiednio 0,3‰ ±2,7‰ i –4,8‰ ±2,4‰, a triasu œrodkowego (n = 42) 1,6‰ ±1,2‰ i –5,9‰ ±2,0‰.

Koncentracja MgO w zdolomityzowanych kalkareni-tach (n = 12) zawiera siê w szerokim zakresie od 1,64 do B

C A

Ryc. 4. Zdolomityzowane kalkarenity triasu œrodkowego (p³ytki cienkie): A – zdolomityzowany grejnston peloidowo-ooidowy? Pierwotne allochemy (peloidy) zachowane jako „duchy” (strza³ki). Profil Giewontu; B – pakston œlimakowo-ooidowy. We wnêtrzu zmikrytyzowanego ooidu euhedralne kryszta³y dolomitu (strza³ka) – dowód moldycznej porowatoœci. Profil Kominiarskiego Wierchu; C – ca³kowicie zdolomityzowany pakston ooidowo?-ma³¿owy (skrzy¿owane nikole). Zachowane obrysy komponentów ma³¿a (1) i ooidów (2) wype³nione przez krystaliczny dolomit. Profil Kominiarskiego Wierchu

Fig. 4. Dolomitized Middle Triassic calcarenites (thin sections): A – dolomitized peloidal-ooidal grainstone? Original allochems (peloids) preserved as "ghosts" (arrows). Giewont section; B – gastropod-ooidal packstone. Euhedral dolomite crystals inside micritized ooid (arrow) – an evidence of the moldic porosity. Kominiarski Wierch section; C – completely dolomitized ooidal?-bivalve packstone (crossed nicols). Preserved contours of components bivalve (1) and ooids (2) are filled by crystalline dolomite. Kominiarski Wierch section

20,46% wag. Mo¿na wyró¿niæ s³abo zdolomityzowane kalkarenity (n = 4) o zawartoœci MgO poni¿ej 9,0% i sil-nie zdolomityzowane kalkarenity o zawartoœci MgO od 16,13 do 20,46% wag. Œrednie wartoœcid13

C id18

O w silnie zdolomityzowanych kalkarenitach (n = 12) wynosz¹ odpo-wiednio 1,6‰ ±1,0‰ i –7,9‰ ±2,3‰.

Zawartoœæ MgO w zdolomityzowanych kalcylutytach (n = 4) wynosi 8,31–20,09% wag., w s³abiej zdolomityzo-wanych kalcylutytach (n = 3) 8,31–14,69% wag., a w ca³-kowicie zdolomityzowanych 20,09% wag. Œrednie wartoœci d13

C i d18

O w omawianych utworach (n = 13) wynosz¹ odpowiednio 1,6‰ ±0,7‰ i –11,1‰ ±1,3‰.

Œrednia zawartoœæ d13

C id18

O w cementach mozaiko-wych brekcji rozpuszczeniowo-kolapsyjnych (n = 8) wynosi odpowiednio 1,8‰ ±0,8‰ i –6,6‰ ±2,2‰. Dla cementów zbudowanych z dolomitów siod³owych (n = 2) wartoœci d13

C wynosz¹ od 0,8 do 2,3‰, a wartoœcid18O od –9,9 do –12,9‰. Zawartoœci MgO w cementach mozaikowych (n = 1) i siod³owych (n = 1) wynosz¹ odpowiednio 19,12% wag. i 18,02% wag.

INTERPRETACJA I DYSKUSJA Wczesnodiagenetyczna dolomityzacja

Pokrój pseudomorfoz po ewaporatach w dolomitach u³awiconych wskazuje, ¿e s¹ to pseudomorfozy po siarcza-nach (gipsie i anhydrycie). Pierwotnie wytr¹cane gipsy i anhydryty tworzy³y siê w œrodowisku hipersalinarnym, przewa¿nie w strefie wadycznej (Jaglarz & Rychliñski, 2010). Struktury fenestralne wystêpuj¹ce w dolomitach pochodzenia mikrobialnego s¹ zwi¹zane z emersj¹ osadów w strefie wy¿ej- i miêdzyp³ywowej (ryc. 3B; Shinn, 1968). Doloarenity laminowane przek¹tnie i poziomo, zbudowane z dolomitowych intraklastów, peloidów i czasami bioklastów, s¹ efektem redepozycji sztormowej (ryc. 3D).

Drobna frakcja (oprócz osadów redeponowanych), stosun-kowo wysoka zawartoœæ sk³adników silikoklastycznych, wspó³wystêpowanie z utworami hipersalinarnymi (pseudo-morfozy po ewaporatach), zachowanie pierwotnych struktur sedymentacyjnych oraz brak fauny bentonicznej (z wyj¹t-kiem osadów sztormowych) w dolomitach u³awiconych s¹

B

C A

Ryc. 5. Zdolomityzowane kalcylutyty triasu œrodkowego: A – selektywnie zdolomityzowny kalcylutyt ze strukturami bioturbacyjnymi (powierzchnia zg³adu trawiona kwasem mrówkowym). Profil Kominiarskiego Wierchu; B – szczegó³y A. Struktury bioturbacyjne wype³nione euhedralnymi kryszta³ami dolomitu. Ciemne pole (w rzeczywistoœci czerwone) – CaCO3, bia³e pole – CaMg(CO3)2, p³ytka cienka barwiona roztworem czerwieni alizarynowej S + ¿elazicyjanku potasu; C – gniazdowa dolomityzacja w obrêbie kalcylutytów. Profil Giewontu

Fig. 5. Dolomitized the Middle Triassic calcilutites: A – selectively dolomitized calcilutites with bioturbational structures (surface of slab was etched by formic acid). Kominiarski Wierch section; B – details of A. Bioturbational structures infilled by euhedral dolomite crystals. Dark field (actually red) – CaCO3, white field – CaMg(CO3)2, thin section was stained with alizarin red S + potassium ferricyanide solution; C – patch dolomitization within calcilutites. Giewont section

to cechy charakterystyczne dla dolomitów wczesnodia-genetycznych (synsedymentacyjnych; Veizer, 1970; Peryt & Scholle, 1996). Na wczesnodiagenetyczne pochodzenie dolomitów u³awiconych wskazuje tak¿e obecnoœæ wœród nich struktur tipi i dolomitowych brekcji rozpuszczeniowo--kolapsyjnych (ryc. 6A).

Zasadniczym zagadnieniem dla odtworzenia warun-ków wczesnodiagenetycznej dolomityzacji jest chemizm roztworów dolomityzuj¹cych. Ze wzglêdu na ten czynnik procesy dolomityzacji mo¿na podzieliæ na dwie podstawowe kategorie: zwi¹zane z wodami hipersalinarnymi oraz mieszanymi wodami s³onymi i s³odkimi (Folk & Land, 1975; Hardie, 1987).

Temperatura i ewaporacja odgrywaj¹ niewielk¹ rolê w przypadku frakcjonacji trwa³ych izotopów wêgla (Moore & Druckman, 1981; Tucker & Wright, 1990). Powoduje to, ¿ed13C jest lepszym wskaŸnikiem balansu miêdzy dostaw¹ do œrodowiska sedymentacji wód morskich i s³odkich ni¿ d18

O. Stosunki trwa³ych izotopów tlenu w dolomitach s¹ uzale¿nione od chemizmu roztworów dolomityzuj¹cych i temperatury precypitacji. Ponadto sk³ad izotopów stabil-nych tlenu jest kontrolowany przez chemizm i temperaturê roztworów porowych podczas póŸniejszej diagenezy osadów (Tucker & Wright, 1990; Lintnerová & Hladíková, 1992, Hoefs, 1997). Bior¹c pod uwagê czêst¹ rekrystalizacjê omawianych dolomitów, wydaje siê, ¿e stosunki izotopów trwa³ych tlenu uleg³y znacznemu zmodyfikowaniu podczas diagenezy i odpowiadaj¹ raczej warunkom rekrystalizacji ni¿ warunkom formowania dolomitów u³awiconych.

Wiêkszoœæ próbek dolomitów u³awiconych wykazuje typowe dla osadów morskich dodatnie wartoœcid13

C (Tucker & Wright, 1990; Hoefs, 1997). Obecnoœæ pseudomorfoz po ewaporatach oraz nielicznie wystêpuj¹ca fauna wskazuj¹ na warunki hipersalinarne formowania wspomnianych dolomitów. Negatywne wartoœci d13

C posiada natomiast czêœæ próbek dolomitów u³awiconych dolnego triasu oraz najwy¿szego œrodkowego triasu (ryc. 7A). Jest to efekt wp³ywu wód s³odkich zawieraj¹cych lekkie izotopy wêgla pochodzenia organicznego podczas depozycji osadów lub redystrybucji lekkich izotopów wêgla pochodz¹cych z dekom-pozycji mikrobialitów (Peryt & Scholle, 1996; Yoo & Lee, 1998). Odnotowana we wczesnym triasie i w najwy¿szym triasie œrodkowym wiêksza dostawa osadów terygenicznych (g³ównie fluwialnych; Jaglarz, 2007) reprezentowanych przez mu³owce dolomityczne œwiadczy o tym, ¿e negatywne wartoœci d13

C czêœci dolomitów u³awiconych tego wieku by³y spowodowane doprowadzaniem do œrodowiska sedy-mentacji wód s³odkich.

Cechy sedymentologiczne i geochemiczne wskazuj¹, ¿e wiêkszoœæ dolomitów u³awiconych tworzy³a siê w œro-dowisku hipersalinarnym strefy oko³op³ywowej. Wydaje siê, ¿e we wczesnym triasie i u schy³ku triasu œrodkowego istotn¹ rolê mog³a odgrywaæ dolomityzacja w œrodowisku schizohalinowym, w warunkach okresowego rozcieñczania wód hipersalinarnych przez nap³ywaj¹ce do zbiornika wody s³odkie (Folk & Land, 1975).

Dolomityzacja podczas p³ytkiego pogrzebania osadów

Selektywnoœæ i niejednorodnoœæ dolomityzacji kal-karenitów by³a prawdopodobnie podyktowana pierwotnie B

C A

Ryc. 6. Cementy dolomitowe brekcji rozpuszczeniowo-kolapsyjnych (p³ytki cienkie): A – cementy drobnokrystaliczne (najstarsze odnoto-wane cementy, zwi¹zane z wczesnym etapem pogrzebania?; strza³ki) i mozaikowe. Profil Giewontu, dolny trias; B – kryszta³y cementów o budowie zonalnej (strza³ki) zwi¹zanej z kontaminacj¹ osadów detrytycznych. Profil Giewontu, dolny trias; C – dolomitowe cementy siod³owe (skrzy¿owane nikole). Profil Giewontu, œrod-kowy trias

Fig. 6. Dolomitic cements of solution-collapse breccias (thin sections): A – fine-crystalline (the oldest noted cements, related to early stage of burial diagenesis?; arrows) and mosaic cements. Giewont section, Lower Triassic; B – crystals of cements with zonal arrangement (arrows) resulting from contamination of detrital sediments. Giewont section, Lower Triassic; C – saddle dolomite cements (crossed nicols). Giewont section, Middle Triassic

wiêksz¹ porowatoœci¹ zast¹pionych partii osadu (por. Ward & Halley, 1985). Najtrudniej dolomityzacji ulega³y ziarna mikrytowe (ryc. 4B) i mikrytowa matriks. Szczególnie wysoka zawartoœæ Sr (>950 ppm; Jaglarz, 2007) w przy-padku s³abo zmienionych kalkarenitów (MgO <9,0 % wag.) wskazuje, ¿e minera³em pierwotnie buduj¹cym wiêkszoœæ sk³adników kalkarenitów by³ aragonit charakteryzuj¹cy siê wysok¹ koncentracj¹ tego pierwiastka (Veizer & Demoviè, 1974). S³aby stan zachowania allochemów aragonitowych mo¿na przypisaæ procesom neomorfizmu, poniewa¿ mine-ra³ ten jest nietrwa³y i ³atwo zastêpowany przez minemine-ra³y bardziej stabilne, np. dolomit lub kalcyt (Swart & Eberli, 2005). Z jednej strony zachowanie komponentów jako „duchów” sugeruje, ¿e rozpuszczanie aragonitu by³o równo-czesne z wytr¹caniem dolomitu (ryc. 4A; Amthor & Fried-man, 1991), z drugiej strony w³asnokszta³tne kryszta³y dolomitów obecne we wnêtrzach ooidów, a tak¿e zachowanie jedynie obrysów czêœci komponentów sugeruj¹, ¿e allo-chemy by³y rozpuszczane (moldyczna porowatoœæ) przed dolomityzacj¹ (ryc. 4B–C). Moldyczna porowatoœæ by³a efektem rozpuszczania aragonitu przez wody meteoryczne (por. Friedman, 1964; Longman, 1980; Peryt & Scholle, 1996). Przedstawione cechy utworów dowodz¹, ¿e dolomity-zacja by³a bezpoœrednio zwi¹zana z meteoryczn¹ diagenez¹ sk³adników aragonitowych.

Œrednie wartoœcid18O silnie zdolomityzowanych kal-karenitów (MgO >~16% wag.) s¹ niskie. Wzbogacenie w lekkie izotopy tlenu mo¿e byæ wynikiem dolomityzacji z udzia³em wód meteorycznych lub fluidów o podwy¿szonej temperaturze (Yoo & Lee, 1998; Chen i in., 2004). Chocia¿ pozytywne wartoœcid13C sugeruj¹ morsk¹ genezê roztworów dolomityzuj¹cych (Tucker & Wright, 1990; Hoefs, 1997), to pozytywna korelacja pomiêdzyd13

C i d18

O wskazuje, ¿e procesy dolomityzacji zachodzi³y pod wp³ywem solanek, których sk³ad by³ modyfikowany przez wody meteoryczne (ryc. 7B; Meyers i in., 1997).

Mo¿na przypuszczaæ, ¿e dolomityzacja kalkarenitów zachodzi³a podczas stosunkowo p³ytkiego pogrzebania osadów, w czasie cyklicznie powtarzaj¹cych siê regresji morza. Cechy litofacji wapiennych i dolomitów wczesno-diagenetycznych triasu œrodkowego dokumentuj¹ wysok¹ ewaporacjê w basenie sedymentacyjnym zwi¹zan¹ z domi-nuj¹cym klimatem gor¹cym i suchym (Jaglarz & Uchman, 2010). W œrodkowym triasie badany obszar znajdowa³ siê jednak w strefie migracji sztormów subtropikalnych, co znajduje swoje potwierdzenie w licznie reprezentowa-nych osadach o genezie burzowej (Jaglarz & Szulc, 2003; Jaglarz & Uchman, 2010). Tak wiêc s³odkie wody bior¹ce udzia³ w procesie dolomityzacji mog³y byæ dostarczane podczas sporadycznie wystêpuj¹cych opadów. Poziomy krasu synsedymentacyjnego i brekcje rozpuszczeniowo--kolapsyjne zwi¹zane z ³ugowaniem ewaporatów przez wody meteoryczne s¹ dodatkowym potwierdzeniem istnienia wilgotniejszych okresów w triasie œrodkowym.

Zak³adany przeze mnie model dolomityzacji przez wody mieszane (por. Badiozamani, 1973) jest kwestionowany przez czêœæ autorów (np. Hardie, 1987; Luczaj, 2006). Jednak zwi¹zek dolomityzacji kalkarenitów z meteoryczn¹ diagenez¹ osadów oraz wyniki badañ izotopów trwa³ych C i O mog¹ wskazywaæ, ¿e kalkarenity by³y dolomityzowane w œrodowisku wód mieszanych.

Dolomityzacja hydrotermalna

Zdolomityzowane kalcylutyty oraz dolomitowe cementy mozaikowe i siod³owe brekcji rozpuszczeniowo-kolap-syjnych wykazuj¹ pozytywne wartoœcid13C, co sugeruje, ¿e roztwory dolomityzuj¹ce mia³y pochodzenie morskie (Tucker & Wright, 1990; Hoefs, 1997). Wartoœci d18

O triasowych ramienionogów obszaru tetydzkiego zbudowa-nych z kalcytu wynosz¹ od –3,9 do –0,6‰ (œrednio –2,3‰) w temperaturze 25°C (Korte i in., 2005). Frakcjonacja izo-topów tlenu podczas dolomityzacji prowadzi do wzboga-cenia w ciê¿kie izotopy tlenu i podniesienia wartoœcid18O o ok. 3‰ (Land, 1980), tak wiêcd18O dla dolomitów powsta-j¹cych w temperaturze 25°C powinna wynosiæ ok. 0,7‰. Zdecydowanie ni¿sze wartoœcid18O prowadz¹ do wniosku, ¿e roztwory odpowiedzialne za dolomityzacjê kalcylutytów i precypitacjê cementów dolomitowych mia³y sk³ad mie-szanych wód morskich i meteorycznych lub podwy¿szon¹ temperaturê (Yoo & Lee, 1998; Chen i in., 2004). Brak we wspomnianych przypadkach korelacji pomiêdzyd13C id18O dowodzi, ¿e dolomityzacja odbywa³a siê pod wp³ywem roztworów o podwy¿szonej temperaturze (Moore & Druck-man, 1981; Lintnerová & Hladíková, 1992; ryc. 7C–D). W tej sytuacji mo¿na za³o¿yæ, ¿e obni¿enie d18

O o 1‰ odpowiada podniesieniu temperatury roztworów dolomity-zuj¹cych o 4,4°C (Qing i in., 2001). Na podstawied18O zdolomityzowanych kalcylutytów (–11,1‰ ±1,3‰), dolo-mitowych cementów siod³owych (od –9,9 do –12,9‰) i cementów mozaikowych (–6,6‰ ±2,2‰) mo¿na wnios-kowaæ, ¿e procesy dolomityzacji kalcylutytów przebiega³y w temperaturach wynosz¹cych ok. 70–80°C, cementy siod-³owe powstawa³y w temperaturach 70–85°C, a cementy mozaikowe 45–65°C.

Przedstawione wyniki badañ wskazuj¹, ¿e procesy dolomi-tyzacji kalcylutytów oraz wytr¹cania dolomitowych cemen-tów mozaikowych i siod³owych brekcji rozpuszczeniowo--kolapsyjnych mia³y charakter hydrotermalny. Dolomity-zacja hydrotermalna jest rozumiana jako dolomityDolomity-zacja przez roztwory o temperaturze wy¿szej ni¿ temperatura ska³ otaczaj¹cych (Machel & Lonnee, 2002). Hydrotermaln¹ genezê dolomityzacji kalcylutytów potwierdza fakt, ¿e przy podobnych œrednich wartoœciachd13C, wartoœcid18O kalcylu-tytów poddanych dolomityzacji s¹ œrednio mniejsze o 5‰ od wartoœcid18

O kalcylutytów pozbawionych oznak dolo-mityzacji (ryc. 7C). Przes³ank¹ hydrotermalnego modelu dolomityzacji jest równie¿ obecnoœæ dolomitowych cemen-tów siod³owych, które krystalizuj¹ w temperaturach rzêdu 60–150°C i s¹ typowe dla tego rodzaju dolomityzacji (Radke & Mathis, 1980; Chen i in., 2004; Nader i in., 2007). Dolomityzacja hydrotermalna by³a prawdopodobnie skutkiem dzia³ania ogrzanych wód pochodzenia morskie-go. Mo¿liwe, ¿e wody te mia³y charakter hipersalinarny, co sugeruje obecnoœæ wspomnianych cementów siod³owych, które krystalizuj¹ w towarzystwie roztworów o wiêkszym zasoleniu ni¿ wody normalnomorskie (Amthor & Fried-man, 1991). Niejednorodnoœæ dolomityzacji kalcylutytów by³a w du¿ym stopniu zwi¹zana ze zró¿nicowan¹ porowa-toœci¹ i przepuszczalnoœci¹ tych utworów. Uprzywilejo-wanymi drogami migracji roztworów dolomityzuj¹cych by³y struktury bioturbacyjne, poniewa¿ wype³niaj¹ce je osady charakteryzowa³y siê wysok¹ porowatoœci¹ i

prze-puszczalnoœci¹ (por. Morrow, 1978; Mattes & Mountjoy, 1980; Nader i in., 2007; ryc. 5A). W strefach szczególnie podatnych na oddzia³ywanie omawianych roztworów docho-dzi³o do formowania wiêkszych cia³ dolomitowych (formy gniazdowe; ryc. 5C). Drogami migracji roztworów dolomi-tyzuj¹cych by³y równie¿ strefy spêkañ tektonicznych, st¹d wystêpowanie form ¿y³owych w obrêbie kalcylutytów.

Oznaki dolomityzacji hydrotermalnej ograniczone s¹ tylko do ska³ triasu dolnego i œrodkowego autochtonu i allochtonu wierchowego, brak ich natomiast w utworach m³odszych, spoczywaj¹cych ponad ska³ami triasu œrod-kowego. Sugeruje to, ¿e procesy dolomityzacji hydroter-malnej zachodzi³y w œrodkowym triasie. Maj¹ca w tym czasie miejsce ekstensja w basenie wierchowym sprzyja³a zwiêkszonemu przep³ywowi ciep³a (Marynowski i in., 2006), co stwarza³o odpowiednie warunki dla przebiegu tych procesów.

WNIOSKI

Dolomityzacja osadów wêglanowych triasu dolnego i œrodkowego przebiega³a w kilku etapach. W pierwszym powstawa³y dolomity wczesnodiagenetyczne. Wiêkszoœæ z nich by³a formowana w œrodowisku hipersalinarnym. W triasie dolnym i w najwy¿szym triasie œrodkowym wa¿n¹ rolê w procesie dolomityzacji odgrywa³o okresowe rozcieñ-czanie silnie zasolonych wód wodami s³odkimi. W drugim etapie dolomityzacji, pod wp³ywem mieszanych wód s³onych i s³odkich, podczas p³ytkiego pogrzebania osadów by³y dolomityzowane kalkarenity. Dolomityzacja kalcylutytów

oraz krystalizacja dolomitowych cementów mozaikowych i siod³owych brekcji rozpuszczeniowo-kolapsyjnych zacho-dzi³a pod wp³ywem roztworów hydrotermalnych pochodze-nia morskiego. Dolomityzacja hydrotermalna mia³a miejsce w œrodkowym triasie.

Sk³adam podziêkowania Dyrekcji Tatrzañskiego Parku Narodowego za umo¿liwienie przeprowadzenia badañ. Badania by³y finansowane z grantu MNiSW 2 P04D 052 29 oraz IAS Postgraduate Grant Scheme 2004. Dziêkujê prof. Joachimowi Szulcowi za wprowadzenie w teren oraz dyskusjê nad wynikami badañ. Dziêkujê recenzentom, prof. Markowi Narkiewiczowi i prof. Micha³owi Szulczewskiemu za uwagi, które pomog³y udoskonaliæ treœæ artyku³u.

LITERATURA

AMTHOR J.E. & FRIEDMAN G.M. 1991 – Dolomite-rock textures and secondary porosity development in Ellenburger Group carbonates (Lower Ordovician), west Texas and southeastern New Mexico. Sedimentology, 38: 343–362.

BAC-MOSZASZWILI M., BURCHART J., G£AZEK J., IWANOW A., JAROSZEWSKI W., KOTAÑSKI Z., LEFELD J., MASTELLA L., OZIMKOWSKI W., RONIEWICZ P., SKUPIÑSKI A.

& WESTWALEWICZ-MOGILSKA E. 1979 – Mapa geologiczna Tatr Polskich w skali 1 : 30 000. Wyd. Geol., Warszawa.

BADIOZAMANI K. 1973 – The Dorag dolomitization model, application to the Middle Ordovician of Wisconsin. J. Sediment. Petrol., 43: 965–984. BE£KA Z. 1976 – Cechy sedymentacyjne utworów wêglanowych wierchowego triasu œrodkowego w rejonie Kominów Tylkowych w Tatrach. Arch. Inst. Geol. Podst. Uniw. Warsz., Warszawa: 81. CHEN D., QING H. & YANG Ch. 2004 – Multistage hydrothermal dolomites in the Middle Devonian (Givetian) carbonates from the Guilin area, South China. Sedimentology, 51: 1029–1051.

FOLK R.L. & LAND L.S. 1975 – Mg/Ca ratio and salinity. Two controls over crystallization of dolomite. AAPG Bull., 59: 60–68.

A D B C r = –0,20 cementy mozaikowe (n = 8) mosaic cements –8 –6 –4 –2 0 2 4 6 dolomity u³awicone bedded dolostones T (n = 27)1 T (n = 42)2 r = 0,81 0 0 0 1 1 1 2 2 2 3 3 3 –12 –12 –14 –10 –10 –10 –8 –8 –8 –6 –6 –6 –4 –4 –4 –2 –2 –2 0 0 0

silnie zdolomityzowane kalkarenity (n = 12)

strongly dolomitized calcarenites

kalcylutyty calcilutites cementy mozaikowe mosaic cements r = 0,18 zdolomityzowane kalcylutyty (n = 13) dolomitized calcilutites cementy siod³owe (n = 2) saddle cements d₁₃ C (PDB) –12 –12 –10 –8 –6 –2

Ryc. 7. Wykresyd13C vsd18O dolomitów i cementów dolomitowych. Objaœnienia: r – wspó³czynnik korelacji, n – iloœæ próbek. A – dolomity u³awicone (wczesnodiagenetyczne); B – silnie zdolomityzowane kalkarenity; C – zdolomityzowane kalcylutyty i dolomitowe cementy siod³owe; D – cementy mozaikowe

Fig. 7.d13C vsd18O plot-diagrams of dolostones and dolomitic cements. Explanations: r – correlation coefficient, n – number of samples. A – bedded (early-diagenetic) dolostones; B – strongly dolomitized calacarenites; C – dolomitized calcilutites and saddle dolomite cements; D – mosaic cements

FRIEDMAN G.M. 1964 – Early diagenesis and lithification in carbonate sediments. J. Sediment. Petrol., 34: 777–813.

HARDIE L.A. 1987 – Dolomitization: a critical view of some current views. J. Sediment. Petrol., 57: 166–183.

HOEFS J. 1997 – Stable isotope geochemistry. Springer-Verlag, Berlin: 201.

JAGLARZ P. 2007 – Ewolucja basenu Tatricum od póŸnego oleneku do noryku w Tatrach Polskich. Arch. Bibl. Inst. Nauk Geol. Uniw. Jagiell., Kraków: 188.

JAGLARZ P. & RYCHLIÑSKI T. 2005 – Struktury wynurzeniowe w utworach triasu jednostki wierchowej i kri¿niañskiej Tatr. Prz. Geol., 53: 880–881.

JAGLARZ P. & RYCHLIÑSKI T. 2010 – Uwagi do nomenklatury ska³ wêglanowych triasu tatrzañskiego. Prz. Geol., 58: 327–334.

JAGLARZ P. & SZULC J. 2003 – Middle Triassic evolution of the Tatricum sedimentary basin: an attempt of sequence stratigraphy to the Wierchowa Unit in the Polish Tatra Mountains. Ann. Soc. Geol. Pol., 73: 169–182.

JAGLARZ P. & UCHMAN A. 2010 – A hypersaline ichnoassemblage from the Middle Triassic carbonate ramp of the Tatricum domain in the Tatra Mountains, Southern Poland. Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol., 292: 71–81.

KORTE Ch., KOZUR H.W. & VEIZER J. 2005 –d13

C andd18

O values of Triassic brachiopods and carbonate rocks as proxies for coeval seawater and paleotemperature. Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol., 226: 287–306.

KOTAÑSKI Z. 1956 – Kampil wierchowy w Tatrach. Acta Geol. Pol., 6: 65–73.

KOTAÑSKI Z. 1959 – Profile stratygraficzne serii wierchowej Tatr polskich. Biul. Inst. Geol., 139: 7–139.

KOTAÑSKI Z. 1961 – Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeograficzna pasma wierchowego w Tatrach. Acta Geol. Pol., 11: 186–476. KOZUR H. 1991 – The evolution of the Meliata-Hallstatt ocean and its significance for early evolution of the Eastern Alps and Western Carpathians. Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol., 87: 109–135. LAND L.S. 1980 – The isotopic and trace element geochemistry of dolomite: the state of the art. [W:] Zenger D.H., Dunham J.B. & Ethington R.L. (red.) Concepts and models of dolomitization. SEPM Spec. Publ., 28: 87–110.

LINTNEROVÁ O. & HLADÍKOVÁ J. 1992 – Distribution of stable O and C isotopes and microelements in Triassic limestones of the Veterlín Unit, the Malé Karpaty Mts.: their diagenetic interpretation. Geol. Carpath., 43: 203–212.

LONGMAN M.W. 1980 – Carbonate diagenetic textures from near--surface diagenetic environments. AAPG Bull., 64: 461–487. LUCZAJ J.A. 2006 – Evidence against the Dorag (mixing-zone) model for dolomitization along the Wisconsin arch – a case for hydrothermal diagenesis. AAPG Bull., 90: 1719–1738.

MACHEL H.G. & LONNEE J. 2002 – Hydrothermal dolomite – a product of poor definition and imagination. Sediment. Geol., 152: 163–171. MAGARITZ M., GOLDENBERG L., KAFRI U. & ARAD A. 1980 – Dolomite formation in the seawater-freshwater interface. Nature, 287: 622–624.

MARYNOWSKI L., GAWÊDA A., POPRAWA P., ¯YWIECKI M.M., KÊPIÑSKA B. & MERTA H. 2006 – Origin of organic matter from tectonic zones in the Western Tatra Mountains Crystalline Basement, Poland: an example of bitumen-source rock correlation. Mar. Pet. Geol., 23: 261–279.

MATTES B.W. & MOUNTJOY E.W. 1980 – Burial dolomitization of the Upper Devonian Miette Buildup, Jasper National Park, Alberta. [W:] Zenger D.H., Dunham J.B. & Ethington R.L. (red.) Concepts and models of dolomitization. SEPM Spec. Publ., 28: 259–297. MEYERS W.J., LU F.H. & ZACHARIAH J.K. 1997 – Dolomitization by mixed evaporative brines and freshwater, Upper Miocene carbonates, Nijar, Spain. J. Sediment. Res., 67: 898–912.

MICHALÍK J. 1994 – Notes on the paleogeography and paleotectonics of the Western Carpathian area during the Mesozoic. Mitt. Österr. Geol. Gesell., 86: 101–110.

MOORE C.H. & DRUCKMAN Y. 1981 – Burial diagenesis and porosity evolution, Upper Jurassic Smackover, Arkansas and Louisiana. AAPG Bull., 65: 597–628.

MORROW D.W. 1978 – Dolomitization of Lower Paleozoic burrow--fillings. J. Sediment. Petrol., 48: 295–305.

NADER F.H., SWENNEN R. & ELLAM R.M. 2007 – Field geometry, petrography and geochemistry of a dolomitization front (Late Jurassic, central Lebanon). Sedimentology, 54: 1093–1120.

PERYT T.M. & SCHOLLE P.A. 1996 – Regional setting and role of meteoric water in dolomite formation and diagenesis in an evaporite basin: studies in the Zechstein (Permian) deposits of Poland. Sedimento-logy, 43: 1005–1023.

QING H., BOSENCE D.W.J. & ROSE E.P.F. 2001 – Dolomitization by penesaline sea water in Early Jurassic peritidal platform carbonates, Gibraltar, western Mediterranean. Sedimentology, 48: 153–163. RADKE B.M. & MATHIS R.L. 1980 – On the formation and occurrence of saddle dolomite. J. Sediment. Petrol., 50: 1149–1168.

SHINN E.A. 1968 – Practical significance of birdseye structures in carbonate rocks. J. Sediment. Petrol., 38: 215–223.

SWART P.K. & EBERLI G. 2005 – The nature of thed13

C of periplatform sediments: implications for stratigraphy and the global carbon cycle. Sediment. Geol., 175: 115–129.

TUCKER M.E. & WRIGHT V.P. 1990 – Carbonate sedimentology. Blackwell Scientific Publications, Oxford: 482.

VEIZER J. 1970 – Zonal arrangement of the Triassic rocks of the Western Carpathians: a contribution to the dolomite problem. J. Sediment. Petrol., 40: 1287–1301.

VEIZER J. & DEMOVIÈ R. 1974 – Strontium as a tool in facies analysis. J. Sediment. Petrol., 44: 93–115.

WARD W.C. & HALLEY R.B. 1985 – Dolomitization in mixing zone of near-seawater composition, late Pleistocene, northeastern Yucatan Peninsula. J. Sediment. Petrol., 55: 407–420.

WIECZOREK J. 2000 – Mesozoic evolution of the Tatra Mountains (Carpathians). Mitt. Ges. Geol. Bergbaust. Österr. Wien, 44: 241–262. YOO Ch.M. & LEE Y.I. 1998 – Origin and modification of early dolomites in cyclic shallow platform carbonates, Yeongheung Forma-tion (middle Ordovician), Korea. Sediment. Geol., 118: 141–157. Praca wp³ynê³a do redakcji 10.01.2011 r.