Litostratygrafia dolnego syluru w odsłonięciu Bardo Stawy (południowa część Gór Świętokrzyskich) — związek ze zmianami poziomu morza i cyrkulacją oceaniczną

Litostratygrafia dolnego syluru w ods³oniêciu Bardo Stawy

(po³udniowa czêœæ Gór Œwiêtokrzyskich)

— zwi¹zek ze zmianami poziomu morza i cyrkulacj¹ oceaniczn¹

Wies³aw Trela*, Sylwester Salwa*

Lithostratigraphy of the Lower Silurian in Bardo Stawy (southern Holy Cross Mountains): relation to sea-level changes and oceanographic circulation. Prz. Geol., 55: 971–978. S u m m a r y . The lower Llandovery black radiolarian cherts and shales of the Bardo Forma-tion are interpreted as transgressive to highstand deposits produced by the marine flooding ini-tiated in latest Ordovician time (persculptus graptolite zone). This formation was divided into the Rembów radiolarian chert Member and Zbrza shale Member. The sedimentary record of the Rembów Member was folded due to the late Caledonian tectonic activity. The accumulation of the radiolarian cherts was influenced by an upwelling system generated by the SE trade winds, which were active along the southern margin of the southern Holy Cross Mountains.

Key words: Llandovery, radiolarian cherts, shales, sea-level, upwelling, Holy Cross Mts.

Pod koniec ordowiku i na pocz¹tku syluru nast¹pi³y globalne wahania poziomu morza, które znalaz³y swój wyraz w zapisie stratygraficznym i osadowym basenów sedymentacyjnych (Johnson, 1996; Ross & Ross, 1996; Loydell, 1998; Œtorch, 2006). W tym czasie klimat na zie-mi ewoluowa³ od stanu cieplarnianego (greenhouse) do ch³odnego (icehouse) i ponownie cieplarnianego. Mo¿na zatem przypuszczaæ, ¿e wahania eustatyczne

wy-war³y pewien wp³yw na obraz facjalny pograni-cza ordowiku i syluru w Górach Œwiêtokrzy-skich (GŒw.), chocia¿ aktywnoœæ tektoniczna regionu (Tomczyk, 1964; Kowalczewski, 1965, 1994) wydaje siê równie¿ doœæ istotna. Po³ud-niowa czêœæ GŒw. jest ods³oniêtym fragmentem masywu ma³opolskiego, który we wczesnym sylurze znajdowa³ siê na obrze¿ach paleokon-tynetu Baltika i pó³nocnym skraju oceanu Rheic (Cocks &Torsvik,2005; Nawrocki i in., 2007).

W niniejszej pracy przedstawiono wyniki badañ sukcesji osadowej ods³oniêtej w zboczu bezimiennego potoku, po³o¿onego w po³udnio-wej czêœci synkliny bardziañskiej, oko³o 7 km na S od £agowa. Miejsce to jest znane w litera-turze geologicznej pod nazw¹ Bardo Stawy (ryc. 1). Synklina bardziañska jest podzielona przez uskoki poprzeczne na przemieszczone wzglêdem siebie bloki, a jej rozci¹g³oœæ jest zgodna z regionalnym trendem strukturalnym, tj. WNW-ESE (Czarnocki, 1939; Kowalczew-ski, 1965, 1974). W badanym ods³oniêciu

wystê-puj¹ ska³y najni¿szego syluru, spoczywaj¹ce na mu³owcach górnego ordowiku–górnego aszgilu (Bednarczyk & Tom-czyk, 1981). Wczeœniejsze badania tych osadów koncen-trowa³y siê g³ównie na zagadnieniach stratygraficznych (Kielan, 1956; Tomczyk, 1962; Tomczykowa & Tomczyk, 1981; Bednarczyk & Tomczyk, 1981; Tomczykowa, 1988; Kremer, 2001; Podhalañska, 2003; Masiak i in., 2003). W. Trela S. Salwa

*Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Œwiêtokrzyski, ul. Zgoda 21, 25-953 Kielce, wieslaw.trela@pgi.gov.pl

Zbrza

Mokradle 1

Bardo Stawy Zalesie

Szumsko Kolonia 2 _Sandomierz

Kielce £agów 15km K I E L C E R E G I O N Zalesie £agów

O

Cm

S

®

Ryc. 1. Lokalizacja profilu Bardo Stawy w Górach Œwiêtokrzyskich: Cm — kambr, O — ordowik, S — sylur

Fig. 1. Location of the Bardo Stawy section in the Holy Cross Mountains: Cm — Cambrian, O — Ordovician, S — Silurian

Interpretacja warunków paleoekologicznych we wczes-nym landowerze w basenie bardziañskim jest przedmiotem pracy Kremer (2005) oraz Kremer i KaŸmierczaka (2005). Natomiast Trela i in. (2006) dostrzegli zwi¹zek osadów tego wieku z sytuacj¹ paleooceanograficzn¹ w pó³nocnej czêœci oceanu Rheic.

W tym artykule skoncentrowano siê na klasyfikacji litostratygraficznej badanych osadów i ich zwi¹zku ze zmianami poziomu morza oraz warunkami oceanograficz-nymi, jakie panowa³y pod koniec ordowiku i na pocz¹tku syluru. Prowadzono standardowe badania sedymentolo-giczne, w czasie których zwracano uwagê na litologiê i bar-wê osadu, gruboœæ ziarna, obecnoœæ lub brak struktur sedymentacyjnych i bioturbacji. Wykonano równie¿ obser-wacje mikroskopowe p³ytek cienkich w mikroskopie pola-ryzacyjnym Optiphot-2 firmy Nikon. Ponadto przeprowa-dzono badania tektoniczne, które obejmowa³y pomiar upa-dów warstw, okreœlenie orientacji przestrzennej struktur tektonicznych oraz charakteryzuj¹cych je elementów.

Charakterystyka litologiczna i tektoniczna

Ods³oniêcie Bardo Stawy jest obecnie jedynym miej-scem w Górach Œwiêtokrzyskich, w którym mo¿na prze-œledziæ ci¹g³y profil osadów najni¿szego syluru oraz ich kontakt z ni¿ejleg³ymi mu³owcami górnego ordowiku (ryc. 2, 3A). Ponadto w ods³oniêciu tym mo¿liwa jest obserwa-cja struktur tektonicznych w ska³ach pogranicza ordowiku i syluru oraz analiza ich zwi¹zku z etapami deformacji.

Litostratygrafia

W ods³oniêciu Bardo Stawy najwy¿szy ordowik (górny aszgil — hirnant) jest reprezentowany przez brunatne i sza-rozielone mu³owce piaszczyste i margliste oraz drobno-ziarniste piaskowce (ryc. 2, 3A, B) nale¿¹ce do formacji z Zalesia (Trela, 2006a). Ich pozycjê stratygraficzn¹ wyzna-czaj¹ trylobity i ramienionogi typowe dla górnego aszgilu (Kielan, 1956; Temple, 1965; Bednarczyk & Tomczyk, 1981). Spoczywaj¹ce wy¿ej radiolaryty i ³upki krzemion-kowe zosta³y zaliczone do ró¿nych, nieformalnych jedno-stek litostratygraficznych najni¿szego syluru (Tomczyk, 1962; Tomczykowa, 1988; Tomczykowa & Tomczyk, 1981; Modliñski & Szymañski, 2001; Malec, 2006). W celu ujed-nolicenia klasyfikacji litostratygraficznej tych osadów autorzy niniejszego artyku³u proponuj¹ nadaæ im rangê formalnej jednostki — formacji podzielonej na dwa ogniwa.

Formacja radiolarytów i ³upków z Barda

(Bardo Radiolarian Chert and Shale Formation)

Nazwa: od ods³oniêcia znanego w literaturze

geolo-gicznej jako Bardo Stawy, gdzie wystêpuje profil radiola-rytów i ³upków najni¿szego syluru o mi¹¿szoœci ok. 12 m. (ryc. 1, 2).

Dotychczasowe nazewnictwo: dolne warstwy

bar-dziañskie, dolne ³upki zbrzañskie, dolne ³upki ciekockie (Tomczyk, 1962; Tomczykowa & Tomczyk, 1981).

Definicja: formacjê tê tworz¹ cienko³awicowe, czarne

radiolaryty z wk³adkami brunatnych i ciemnoszarych ³upków, które dominuj¹ w ni¿szej czêœci profilu (ryc. 2, 4). Natomiast w wy¿szej czêœci formacji wystêpuj¹ ciemnosza-re ³upki krzemionkowe z licznymi graptolitami, prze³a-wicane pojedynczymi, cienkimi wk³adkami radiolarytów

1m ³upki shales radiolaryty radiolarian cherts mu³owce mudstones

aszgil

górny

Upper

Ashgill

formacja

z

Zalesia

Zalesie

Formation

landower

dolny

Lower

Llandover

y

formacja

z

Barda

Bardo

Formation

rhuddan

Rhuddanian

hirnant

Hirnantian

ORDOWIK

GÓRNY

UPPER

ORDOVICIAN

SYLUR

DOLNY

Lower

Silurian

Ryc. 2. Litologia i stratygrafia dolnego syluru w profilu Bardo Sta-wy (biostratygrafia wg Bednarczyka & Tomczyka, 1981; Masiak i in., 2003), persc. — poziom graptolitowy Normalograptus per-scuplus

Fig. 2. Lithology and stratigraphy of the Lower Silurian section in Bardo Stawy (biostratigraphy after Bednarczyk & Tomczyk, 1981; Masiak et al., 2003), persc. — Normalograptus perscuplus graptolite zone

(ryc. 2, 5A, B). Dwudzielnoœæ litologiczna tej sukcesji sta³a siê podstaw¹ podzia³u for-macji z Barda na dwa ogniwa.

Ogniwo radiolarytów z Rembowa

(Rembów Radiolarian Chert Member)

Nazwa: od wsi Rembów w pobli¿u któ -rej po³o¿one jest ods³oniêcie Bardo Stawy (ryc. 1).

Dotychczasowe nazewnictwo: brak. Definicja: czarne radiolaryty o gruboœci

od 2 do 12 cm z cienkimi wk³adkami bru-natnych i ciemnoszarych ³upków krzemion-kowych (2–4 cm). W sp¹gu formacji wystê-puj¹ ³upki brunatne z czarnymi laminami, o mi¹¿szoœci oko³o 1 m, przewarstwiane w górnej partii cienkimi (1–2 cm) wk³adkami czarnych radiolarytów (ryc. 2, 3A, 4). £upki zawieraj¹ niewielk¹ domieszkê materia³u grubszego, rozproszonego w tle ilastym lub tworz¹cego pojedyncze, nieci¹g³e laminy zbudowane z ziaren kwarcu frakcji py³owej (ryc. 6A). W wy¿szej czêœci formacji radio-laryty s¹ cieñsze, wzrasta natomiast mi¹¿-szoœæ przewarstwieñ ³upków krzemionko-wych.

Radiolaryty charakteryzuj¹ siê delikatn¹ laminacj¹ poziom¹ i brakiem fauny bentoso-wej, a ich g³ównym sk³adnikiem jest mikro- i kryptokrystaliczna krzemionka oraz amor-ficzna materia organiczna, tworz¹ca nie-ci¹g³e laminy i nieregularne skupienia. Ponadto w tle osadowym tkwi¹ owalne œla-dy po szkieletach radiolarii, niekieœla-dy spiry-tyzowane, o œrednicy do 0,25 mm, wype³nio-ne chalcedowype³nio-nem (ryc. 6B), oraz rozproszowype³nio-ne blaszki ³yszczyków, ziarna kwarcu frakcji py³owej, a tak¿e pojedyncze ig³y g¹bek, sko-lekodony i chitinozoa. Kremer i KaŸmierczak (2005) rozpoznali w tych osadach kokko-idalne kolonie cyjanobakterii o œrednicy 10–20 ìm, bêd¹ce czêœci¹ mat stabili-zuj¹cych dno basenu sedymentacyjnego. W obrêbie radiolarytów wystêpuj¹ cienkie warstewki i soczewkowate koncentracje

ogniwo z Rembowa

Rembów Member

formacja z Zalesia

Zalesie Formation

A

B

Ryc. 3. A — Kontakt mu³owców piaszczystych formacji z Zalesia z brunatnymi ³upkami wystêpuj¹cymi w sp¹gu ogniwa z Rembowa w Bardo Stawach. B — Obraz mikroskopowy mu³owców piaszczystych formacji z Zalesia, nikole skrzy-¿owane

Fig. 3. A — Sandy mudstones of the Zalesie Formation and their contact with brown shales from the basal part of the Rembów Member in Bardo Stawy. B — Photo-micrograph of sandy mudstones of the Zalesie Formation, crossed polars

ogniwo z Rembowa

Rembów Member

Ryc. 4. Ods³oniêcie radiolarytów ogniwa z Rembowa i ich kontakt z mu³owcami formacji z Zalesia w Bardzie Stawach

krzemionkowe o jaœniejszej barwie, na ogó³ nieregularnie poziomo rozmieszczone, o d³ugoœci do 10 cm. S¹ one zbu-dowane z krypto- i mikrokrystalicznej krzemionki (chalce-donu), w której tkwi¹ akrytarchy z rodzaju Baltispheridium oraz w mniejszej iloœci fitodetrytus, fragmenty materii orga-nicznej, pojedyncze radiolarie, ziarna mineralne i grudki fekalne (Kremer, 2005) — ryc. 6B.

Stratotyp: naturalne ods³oniêcie czarnych

radiolary-tów w zboczu bezimiennego potoku w Bardzie Stawach, bêd¹ce równie¿ stratotypem formacji z Barda; hipostrato-typ — naturalne ods³oniêcie w zboczu bezimiennego poto-ku w Zalesiu ko³o £agowa (ryc. 1).

Granice jednostki: dolna (tak¿e dolna granica

for-macji z Barda) — przejœcie od ¿ó³toszarych mu³owców piaszczystych formacji z Zalesia (sensu Trela, 2006a) do brunatnych ³upków z czarnymi laminami i licznymi grap-tolitami (ryc. 2, 3A, 4); górna — stopniowe przejœcie do

ciemnoszarych ³upków krzemionkowych z pojedynczymi wk³adkami radiolarytów (ryc. 2).

Mi¹¿szoœæ: oko³o 6 m.

Zasiêg regionalny: osady tworz¹ce ogniwo z

Rembo-wa wystêpuj¹ g³ównie w regionie kieleckim Gór Œwiêto-krzyskich. Znane s¹ zarówno z ods³oniêæ naturalnych w po³udniowej czêœci synkliny bardziañskiej (Bardo Stawy i Zalesie ko³o £agowa), jak i otworów wiertniczych (Szum-sko Kolonia 2, Zalesie-1, Mokradle-1) — ryc. 1.

Wiek: najwy¿szy aszgil–dolny landower (dolny

rhud-dan). Pozycjê stratygraficzn¹ ogniwa z Rembowa w od-s³oniêciu Bardo Stawy dokumentuj¹ graptolity poziomów: Normalograptus persculptus(?), Akidograptus ascensus i Parakidograptus acuminatus (Tomczyk, 1962; Bednar-czyk & TomBednar-czyk, 1981; Kremer, 2001; Podhalañska, 2003; Masiak i in., 2003).

A

B

¬

Ryc. 5. A — £upki krzemionkowe z cienkimi wk³adkami radiolarytów (ogniwo ze Zbrzy) w œrodkowej czêœci ods³oniêcia Bardo Stawy. B — Strop ³upków krzemionkowych ogniwa ze Zbrzy i kontakt z wy¿ejleg³ymi pias-kowcami

Fig. 5. A — Siliceous shales with thin beds of radiolarian cherts (Zbrza Mem-ber) exposed in the middle part of the Bardo Stawy outcrop. B — The top of the siliceous shales of the Zbrza Mem-ber and their contact with the overly-ing sandstones

Ogniwo ³upków ze Zbrzy

(Zbrza Shale Member)

Nazwa: od miejscowoœci Zbrza w

po³udniowo-zachniej czêœci GŒw. (ryc. 1), gdzie w rowie badawczym od-s³oniêto osady pogranicza ordowiku i syluru (Trela i in., 2006).

Dotychczasowe nazewnictwo: brak.

Definicja: czarne i ciemnoszare ³upki krzemionkowe z

licznymi graptolitami i delikatn¹ laminacj¹ poziom¹ (ryc. 5 A, B). £upki te s¹ prze³awicane pojedynczymi, cienkimi (do 2 cm) wk³adkami radiolarytów lub mu³owców krze-mionkowych. £upki rozpadaj¹ siê na cienkie p³ytki o grubo-œci 1 do 5 mm, a na ich powierzchni pojawiaj¹ siê miejscami œlady bioturbacji, które jednak nie zaburzaj¹ laminacji osa-du.

Stratotyp: Bardo Stawy — naturalne ods³oniêcie

³upków krzemionkowych w zboczu bezimiennego potoku; hipostratotyp — sztuczne ods³oniêcie (rów badawczy) w Zbrzy, oko³o 20 km na po³udnie od Kielc (ryc. 1).

Granice jednostki: dolna — patrz stratotyp górnej

granicy ogniwa z Rembowa; górna (tak¿e górna granica formacji z Barda) — kontakt erozyjny z szaro¿ó³tymi, cien-ko³awicowymi piaskowcami, tworz¹cymi pakiet o mi¹¿-szoœci 60 cm (ryc. 2, 5B).

Mi¹¿szoœæ: oko³o 6 m.

Zasiêg regionalny: po³udniowa czêœæ regionu

kielec-kiego (Bardo Stawy i Zalesie ko³o £agowa, Zbrza ko³o Kielc) — ryc 1. Do ogniwa ze Zbrzy nale¿¹ równie¿ ³upki ilasto-krzemionkowe wystêpuj¹ce w regionie ³ysogórskim (otwór wiertniczy Dêbniak-1, zob. Tomczyk, 1962).

Wiek: dolny landower (dolny rhuddan). Pozycjê

stra-tygraficzn¹ ogniwa ze Zbrzy w regionie kieleckim doku-mentuj¹ graptolity poziomów Cystograptus vesiculosus i Coronograptus cyphus (Tomczyk, 1962; Bednarczyk & Tomczyk, 1981). Zasiêg stratygraficzny tego ogniwa w regionie ³ysogórskim oraz Zbrzy jest szerszy, gdy¿ obej-muje równie¿ ³upki poziomu graptolitowego acuminatus, a byæ mo¿e nawet ascensus (Tomczyk, 1962; Trela i in., 2006; Podhalañska & Trela, 2007).

Tektonika

Wystêpuj¹ce w pó³nocnej czêœci ods³oniêcia Bardo Stawy ska³y syluru dolnego upadaj¹ przewa¿nie pod œred-nimi k¹tami na NNE (ryc. 7A–B). Ku po³udniowi upady staj¹ siê bardziej strome, a w strefie bezpoœredniego kon-taktu miêdzy osadami syluru i ordowiku wykazuj¹ znaczne zró¿nicowanie, zwi¹zane ze sfa³dowaniem tej czêœci profi-lu (ryc. 7A). W osadach górnego ordowiku wystêpuj¹ pocz¹tkowo upady pionowe do odwróconych, a w kierun-ku po³udniowym stopniowo ³agodniej¹ do oko³o 40o w po³o¿eniu normalnym.

Najstarszymi strukturami tektonicznymi w opisywa-nym profilu s¹ spêkania tworz¹ce zespó³ komplementarny. Ich katetalne do warstwowania powierzchnie upadaj¹ na E i NW (ryc. 7C). Powsta³y one w warstwach le¿¹cych poziomo pod wp³ywem kompresji o kierunku NNE–SSW (ryc. 7D).

Oko³o 4 m od granicy z ordowikiem radiolaryty ogniwa z Rembowa s¹ sfa³dowane, a wystêpuj¹ce w tej czêœci pro-filu fa³dy s¹ formami otwartymi, œrednio- i w¹skopro-miennymi, sporadycznie tak¿e izoklinalnymi (ryc. 7A). 0,5 mm

A

B

0,5 mm Ryc. 6. A — Obraz mikroskopowy brunatnych ³upków wystêpuj¹cych w sp¹gu ogniwa z Rembowa w Bardzie Stawach. B — Obraz mikroskopowy warstwy radiolarytu ze œladami po szkieletach radiolarii wype³nionych krzemionk¹; w dolnej czêœci fragment cienkiej jasnej warstewki krzemionkowej z liczn¹ materi¹ organiczn¹. A, B — nikole równoleg³e Fig. 6. A — Photomicrograph of brown shales from the basal part of the Rembów Member in Bardo Stawy. B — Photo-micrograph of the chert bed with silica-filled radiolarian tests; in the lower part visible fragment of light chalcedony lami-na enriched in organic matter. A, B — plane-polarized light

Wczeœniej interpretowano je jako haki zboczowe (Bednar-czyk & Tom(Bednar-czyk, 1981). S¹ to g³ównie fa³dy symilarne, o osiach prawie poziomych (ryc. 7E) i amplitudach nie przekraczaj¹cych 2 m, charakteryzuj¹ce siê biegiem rów-noleg³ym do rozci¹g³oœci synkliny bardziañskiej (ryc. 7A).

Prawie pionowe powierzchnie osiowe fa³dów pozwalaj¹ okreœliæ je jako stoj¹ce (ryc. 7E). Na pó³noc od fa³dów s¹ widoczne dupleksy kontrakcyjne (ryc. 7A), dokumentu-j¹ce posuw fa³dowy w p³aszczyŸnie warstwowania i wska-zuj¹ce na przemieszczenie o zwrocie góra na SSW (ryc.

C

B

D

E

F

A

Ryc. 7. A — Zdeformowana tektonicznie czêœæ ogniwa z Rembowa. B–F — Diagramy orientacji: po³o¿enia warstw (B), spêkañ przed rotacj¹ (C) i po rotacji (D) o k¹t upadu warstw niezaburzonych, elementów fa³dów i dupleksów (E) i uskoków odwróconych (F), wszystkie projekcje na doln¹ pó³kulê: n — liczba pomiarów, strza³ki — oœ kompre-sjió1, kwadrat — oœ fa³du, ko³o du¿e — powierzchnia osiowa fa³du, czarne kó³ko — oœ dupleksu

Fig. 7. A — Tectonically deformed part of the Rembów Member. B–F — Orientation diagrams: sedimentary bed-ding (B), conjugate set of joins before (C) and after (D) rotation of beds to horizontal position, fold and duplex elements (E) and reverse faults (F), all projections on the lower hemisphere: n — number of measurements, arrows — compression axisó1, square — fold axis, great circle — axial surfaces, black circle — duplex axis

7E). W po³udniowej czêœci strefy sfa³dowanej wystêpuj¹ liczne fa³dki paso¿ytnicze (ryc. 7A), reprezentowane przez niewielkie formy w¹skopromienne do izoklinalnych, o amplitudach nie przekraczaj¹cych 0,5 m. Dominuje wœród nich geometria symilarna, a ich osie s¹ równoleg³e do form fa³dowych wy¿szego rzêdu (ryc. 7A).

Orientacja przestrzenna fa³dów i wystêpuj¹cych w ich skrzyd³ach fa³dków paso¿ytniczych wskazuje na ich powstanie w warunkach kompresji w kierunku NNE-SSW (ryc. 7E). Od po³udnia fa³dy s¹ ograniczone stref¹ usko-ków (ryc. 7A) o powierzchniach upadaj¹cych pod zró¿ni-cowanymi k¹tami w kierunku SSW (ryc. 7F). Widoczne na nich rysy tektoniczne, upadaj¹ce stromo i pod œrednimi k¹tami w kierunku SSW (ryc. 7F), wskazuj¹ na nasuwczy typ uskoków, wzd³u¿ których osady najni¿szego syluru i czêœciowo ordowiku zosta³y przemieszczone ku NNE. Bezpoœrednio poni¿ej powierzchni dyslokacji warstwy skalne by³y zadzierane podczas przemieszczenia.

Podobna orientacja przestrzenna opisanych powy¿ej struktur tektonicznych wskazuje na ich uformowanie w jednym progresywnym etapie deformacji. Na jego pocz¹tku powsta³ zespó³ spêkañ komplementarnych o re¿imie us-koków przesuwczych, a nastêpnie uskoki odwrócone i zwi¹zane z nimi fa³dy oraz fa³dki paso¿ytnicze i dupleksy kontrakcyjne. Wszystkie te formy powsta³y pod wp³ywem kompresji tektonicznej w kierunku NNE-SSW. Luka w ordowickiej czêœci ods³oniêcia i zwi¹zany z ni¹ brak osadów arenigu, lanwirnu i czêœciowo karadoku (Bednar-czyk & Tom(Bednar-czyk, 1981) ma przypuszczalnie genezê tekto-niczn¹.

Brak osadów dewoñskich w ods³oniêciu i jego bezpo-œrednim otoczeniu utrudnia sprecyzowanie wieku defor-macji. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e podobnie jak w Brzezinach (po³o¿onych na zachód od badanego profilu) deformacje te s¹ zwi¹zane z m³odokaledoñskim etapem aktywnoœci tek-tonicznej GŒw. (Znosko, 2001). Nale¿y zwróciæ uwagê, ¿e w tworz¹cych centraln¹ czêœæ synkliny bardziañskiej ska³ach dewonu nie stwierdzono dotychczas przejawów znaczniejszego zaanga¿owania tektonicznego, a miêdzy osadami syluru i dewonu wystêpuje wyraŸna erozyjna nie-zgodnoœæ k¹towa (Czarnocki, 1919; Kowalczewski, 1974).

Zwi¹zek litostratygrafii ze zmianami poziomu morza i cyrkulacj¹ oceaniczn¹

Moment zmiany facjalnej na granicy ordowiku i syluru w ods³oniêciu Bardo Stawy jest doœæ dobrze udokumento-wany biostratygraficznie (Kielan, 1956; Temple, 1965; Bednarczyk, 1971; Masiak i in., 2003), dziêki czemu mo¿liwa jest korelacja tej zmiany z wahaniami zarejestro-wanymi na ordowicko-sylurskiej krzywej eustatycznej. Mu³owce piaszczyste formacji z Zalesia, które wyznaczaj¹ strop ordowiku w po³udniowej czêœci regionu kieleckie-go, s¹ interpretowane jako zapis niskiego stanu morza (Trela, 2006b), zwi¹zanego z rozwojem pod koniec aszgilu l¹dolodu na Gondwanie (Brenchley, 2004; Nielsen, 2004). Natomiast ³upki brunatne, pojawiaj¹ce siê u podstawy ogniwa z Rembowa, wyznaczaj¹ pocz¹tek transgresji, która rozpo-czê³a siê ju¿ pod koniec ordowiku — w dobie persculptus (Nielsen, 2004). Krzywa eustatyczna zrekonstruowana dla syluru rejestruje wzrost poziomu morza przez ca³y rhud-dan, z maksimum przypadaj¹cym pod koniec tego piêtra lub na pocz¹tku aeronu (Johnson, 1996; Ross & Ross, 1996). Jednak w Ameryce Pó³nocnej (Laurentii) na dolno-sylurskim odcinku krzywej eustatycznej pojawiaj¹ siê

nie-wielkie wahania zwi¹zane z krótkotrwa³ymi epizodami niskiego stanu morza (Ross & Ross, 1996). Z kolei dane z Czech wskazuj¹, ¿e zalew zainicjowany pod koniec aszgilu osi¹gn¹³ swoje maksimum na pocz¹tku landoweru (w dobie ascensus), a depozycja czarnych ³upków poziomu acumi-natus odbywa³a siê w warunkach wysokiego stanu wód oceanu (Œtorch, 2006). Mo¿na zatem przypuszczaæ, ¿e czar-ne radiolaryty ogniwa z Rembowa w po³udniowej czêœci GŒw. s¹ zwi¹zane z przejœciem od transgresywnego do wysokiego stanu morza. Osady te by³y deponowane w pocz¹tkowej fazie okresu postglacjalnego, kiedy klimat ulega³ stopniowo ociepleniu, a warunki oceanograficzne by³y kszta³towane przez s³abn¹c¹ cyrkulacjê termohali-now¹, zapocz¹tkowan¹ w póŸnym aszgilu (Armstrong & Coe, 1997). Podobne warunki eustatyczne i oceanograficz-ne funkcjonowa³y tak¿e pod koniec landoweru (Lüning i in., 2000; Cramer & Saltzman, 2007). Zanikaj¹ca w tym czasie cyrkulacja termohalinowa by³a odpowiedzialna za dostawê substancji od¿ywczych z g³êbszych partii oceanu, a postêpuj¹ca transgresja za ich redystrybucjê z nowo zale-wanych obszarów przybrze¿nych, co w konsekwencji zaowo-cowa³o zwiêkszeniem pierwotnej produkcji organicznej i warunkami beztlenowymi w morzach szelfowych. Dane dotycz¹ce lokalizacji paleogeograficznej Baltiki i masywu ma³opolskiego na pocz¹tku syluru (Cocks &Torsvik,2005; Nawrocki i in., 2007) pozwalaj¹ przypuszczaæ, ¿e sedy-mentacja radiolarytów formacji z Rembowa odbywa³a siê w strefie oddzia³ywania pr¹dów wstêpuj¹cych, genero-wanych w pó³nocnej czêœci oceanu Rheic przez pasaty po³udniowo-wschodnie (Trela i in., 2006). Za sedymenta-cj¹ tych osadów w strefie oddzia³ywania pr¹dów wstê-puj¹cych przemawia równie¿ obecnoœæ jasnych lamin i soczewek krzemionkowych, interpretowanych jako kopal-ne makroagregaty zwi¹zakopal-ne z cyklicznymi zakwitami fito-planktonu w warunkach zwiêkszonej poda¿y substancji od¿ywczych (Kremer, 2005). Dno zbiornika by³o koloni-zowane przez bentosowe, kokkoidalne cyjanobakterie, tworz¹ce maty mikrobialne w dysoksycznej strefie dennej, a okresowo nawet w warunkach anoksycznych (Kremer & KaŸmierczak, 2005). Zdaniem cytowanych autorów, orga-nizmy te wykorzystywa³y w procesie fotosyntezy fale œwietl-ne odpowiadaj¹ce pasmu niebieskiemu, dziêki czemu mog³y siê rozwijaæ w otwartym, g³êbokim zbiorniku (~ 200 m?).

Wy¿sz¹ czêœæ formacji z Barda, reprezentowan¹ przez ³upki krzemionkowe ogniwa ze Zbrzy, mo¿na uznaæ za osady systemu depozycyjnego wysokiego stanu morza. Œledzenie zmian wzglêdnego poziomu morza w sukcesjach osadowych cechuj¹cych siê przewa¿nie jednolitym, drob-noziarnistym wykszta³ceniem jest jednak obarczone pew-nym ryzykiem, wynikaj¹cym z braku jednoznacznie identyfikowalnych granic (powierzchni) rozdzielaj¹cych systemy depozycyjne. Nie wykluczone zatem, ¿e rozpatry-wane tu ³upki ogniwa ze Zbrzy rejestruj¹ moment zmiany wywo³anej rozwojem kolejnej transgresji, która nast¹pi³a pod koniec doby vesiculosus i na pocz¹tku doby cyphus (Ross & Ross, 1996; Œtorch, 2006). Niewielki udzia³ radio-larytów w profilu tego ogniwa wskazuje, ¿e oddzia³ywanie pr¹dów wstêpuj¹cych w czasie depozycji tych osadów by³o znacznie mniejsze, co poœrednio mog³o mieæ zwi¹zek ze s³abn¹c¹ — w miarê ocieplania klimatu — cyrkulacj¹ ter-mohalinow¹ i stopniow¹ stagnacj¹ oceanu. Pojawiaj¹ce siê na powierzchni ³upków œlady bioturbacji wskazuj¹ na wzrost natlenienia kolumny wody (przynajmniej okresowy), umo¿-liwiaj¹cy kolonizacjê pod³o¿a przez organizmy bentosowe. Spoczywaj¹ce wy¿ej piaskowce mo¿na ³¹czyæ z nag³ym

obni¿eniem wzglêdnego poziomu morza, prawdopodobnie przy udziale czynnika tektonicznego, odpowiedzialnego za zmniejszenie pojemnoœci akomodacyjnej, o czym œwiad-czy ostry, erozyjny kontakt tych piaskowców z ni¿ejleg³ymi ³upkami ogniwa ze Zbrzy.

Wnioski

Najwy¿szy ordowik (hirnant) i najni¿szy sylur (dolny rhuddan) w Bardzie Stawach (region kielecki, synklina bardziañska) jest reprezentowany przez czarne radiolaryty i ³upki krzemionkowe formacji z Barda. Formacjê tê podzielono na ogniwo radiolarytów z Rembowa i ogniwo ³upków ze Zbrzy. Osady te rejestruj¹ moment przejœcia od transgresywnego do wysokiego stanu morza. Sedymenta-cja radiolarytów ogniwa z Rembowa odbywa³a siê prawdo-podobnie w obecnoœci pr¹dów wstêpuj¹cych, generowanych przez pasaty po³udniowo-wschodnie. Osady te zosta³y sfa³dowane i wewnêtrznie nasuniête najprawdopodobniej w czasie m³odokaledoñskich ruchów tektonicznych. Efek-tem tego procesu by³o zwiêkszenie mi¹¿szoœci pozornej ska³ tworz¹cych ogniwo z Rembowa. Piaskowce spoczy-waj¹ce na ³upkach ogniwa ze Zbrzy mog¹ byæ zapisem nag³ego obni¿enia wzglêdnego poziomu morza, spowodo-wanego prawdopodobnie przez czynnik tektoniczny.

Literatura

ARMSTRONG H.A. & COE A.L. 1997 — Deep-sea sediments record the geophysiology of the late Ordovician glaciation. Journ. Geol. Soc., London, 154: 929–934.

BEDNARCZYK W. 1971 — Stratigraphy and paleogeography of the Ordovician in the Holy Cross Mountains. Acta Geol. Pol., 21: 574–616. BEDNARCZYK W. & TOMCZYK H. 1981 — Wybrane problemy stratygrafii, litologii i tektoniki wendu i starszego paleozoiku Gór Œwiêtokrzyskich oraz niecki miechowskiej. Punkt 4: Bardo Stawy. [W:] ¯akowa H. (red.), Przewodnik 53 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Kielce. Wyd. Geol.

BRENCHLEY P.J. 2004 — End Ordovician Glaciation. [W:] Webby B.D., Paris F., Drosser M.L. & Persival I.G. (red.), The Great Ordovi-cian Biodiversification Event, Columbia University Press: 81–83. COCKS R.M. & TORSVIK T.H. 2005 — Baltica from the late Precam-brian to mid-Palaeozoic times: The gain and loss of a terrane’s identity. Earth-Science Rev., 27: 39–66.

CRAMER B.D. & SALTZMAN M.R. 2006 — Fluctuations in epeiric sea carbonate production during Silurian positive carbon isotope excur-sions: A review of proposed paleoceanographic models. Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol., 245: 37–45.

CZARNOCKI J. 1919 — Stratygrafia i tektonika Gór Œwiêtokrzyskich. Pr. Tow. Nauk. Warsz.: 28.

CZARNOCKI J. 1939 — Sprawozdanie z badañ terenowych wykona-nych w Górach Œwiêtokrzyskich w 1938 r. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 15: 1–27.

JOHNSON M.E. 1996 — Stable cratonic sequences and a standard for Silurian eustasy. [W:] Witzke B.J., Ludvigson G.A. & Day J.E. (red.), Paleozoic sequence stratigraphy: views from the North America craton. Geol. Soc. America, Special Paper, 306: 203–211.

KIELAN Z. 1956 — Stratygrafia górnego ordowiku w Górach Œwiêto-krzyskich. Acta Geol. Pol., 6: 253–271.

KOWALCZEWSKI Z. 1965 — Wyniki badañ nad tektonik¹ synkliny bardziañskiej w Górach Œwiêtokrzyskich. Kwart. Geol., 9: 463–464. KOWALCZEWSKI Z. 1974 — Pozycja geologiczno-strukturalna mag-matyzmu œwiêtokrzyskiego w œwietle wyników ostatnich badañ geolo-gicznych. Biul. Inst. Geol., 175: 11–53.

KOWALCZEWSKI Z. 1994 — The Holy Cross Mts. in the Early Pale-ozoic. [W:] Kowalczewski Z., Szulczewski M., Migaszewski Z. & Janecka-Styrcz K. (red.), Europrobe. Trans-European suture zone workshop. Excursion Guidebook. The Holy Cross Mountains. Kielce: 1–18.

KREMER B. 2001 — Acritarchs from the Upper Ordovician of southern Holy Cross Mountains, Poland. Acta Palaeont. Pol., 46: 595–601.

KREMER B. 2005 — Mazuelloids: product of post-mortem phosphati-zation of acanthomorphic acritarchs. Palaios, 20: 27–36.

KREMER B. & KAMIERCZAK J. 2005 — Cyanobacterial mats from Silurian black radiolarian cherts: phototrophic life at the edge of darkness? J. Sedimentary Res., 75: 897–906.

LOYDELL D.K. 1998 — Early Silurian sea-level changes. Geol. Magazine, 135: 447–471.

LÜNING S., CRAIG J., LOYDELL D.K., STORCH P. & FITCHES B. 2000 — Lower Silurian “hot” shales in North Africa and Arabia: regio-nal distribution and depositioregio-nal model. Earth-Science Rev., 49: 121–200.

MASIAK M., PODHALAÑSKA T. & STEMPIEÑ-SA£EK M. 2003 — Ordovician-Silurian boundary in the Bardo Syncline (Holy Cross Mountains) — new data on fossil assemblages and sedimentary suc-cession. Geol. Quart., 47: 311–329.

MALEC J. 2006 — Sylur w Górach Œwiêtokrzyskich. [W:] Skompski S. & ¯yliñska A. (red.), Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich — 77. Zjazd Naukowy Pol. Tow. Geol.: 36–50. MODLIÑSKI Z. & SZYMAÑSKI B. 2001 — The Ordovician strati-graphy and paleogeostrati-graphy of the Nida — Holy Cross Mts. Area, Poland — a review. Geol. Quart., 45: 417–433.

NAWROCKI J., DUNLAP J., PECSKAY Z., KRZEMIÑSKI L., ¯YLIÑSKA A., FANNING M., KOZ£OWSKI W., SALWA S., SZCZEPANIK Z. & TRELA W. 2007 — Late Neoproterozoic to Early Palaeozoic palaoegeography of the Holy Cross Mountains (Central Poland): an integrated approach. J. Geol. Soc., London, 164: 405–423. NIELSEN A.T. 2004 — Ordovician sea level changes: a Baltoscandian perspective. [W:] Webby B.D., Paris F., Drosser M.L. & Persival I.G., (red.), The Great Ordovician Biodiversification Event, Columbia University Press, New York: 84–93.

PODHALAÑSKA T. 2003 — Granica ordowik/sylur — poziomy grap-tolitowe a chronostratygrafia: problemy i nowe koncepcje. Prz. Geol., 51: 942–946.

PODHALAÑSKA T. & TRELA W. 2007 — Stratigraphy and sedimen-tary record of the Lower Silurian succession in the southern Holy Cross Mountains, Poland. Acta Palaeont. Sinica, 46, suppl: 397–401. ROSS C.A. & ROSS R.P. 1996 — Silurian sea-level fluctuations. [W:] Witzke B.J., Ludvigson G.A. & Day J.E. (red.), Paleozoic sequence stratigraphy: views from the North America craton. Geol. Soc. Ameri-ca, Special Paper, 306: 187–192.

ŒTORCH P. 2006 — Facies development, depositional settings and sequence stratigraphy cross the Ordovician-Silurian boundary: a new perspective from the Barrandian area of the Czech republic. Geol. Magazine, 41: 163–192.

TEMPLE J.T. 1965 — Upper Ordovician brachiopods from Poland and Britain. Acta Paleont. Pol., 10: 379–450.

TOMCZYK H. 1962 — Problem stratygrafii ordowiku i syluru w Pol-sce w œwietle ostatnich badañ. Pr. Inst. Geol., 35: 1–134.

TOMCZYK H. 1964 — The Ordovician and Silurian sedimentation cycles in Poland and the phenomena of the Caledonian orogeny. Bull. Acad. Pol. Sc., 12: 119–131.

TOMCZYKOWA E. 1988 — Silurian and Lower Devonian biostrati-graphy and palaeocology in Poland. Biul. Inst. Geol., 359: 21–41. TOMCZYKOWA E. & TOMCZYK H. 1981 — Rozwój badañ syluru i najni¿szego dewonu w Górach Œwiêtokrzyskich. [W:] ¯akowa H. (red.), Przewodnik 53. Zjazdu Pol. Tow. Geol., Kielce. Wyd. Geol. TRELA W. 2006a — Litostratygrafia ordowiku w Górach Œwiêtokrzy-skich. Prz. Geol., 54: 622–631.

TRELA W. 2006b — Ordowik w Górach Œwiêtokrzyskich: zapis stra-tygraficzny i sedymentacyjny. [W:] Skompski S. & ¯yliñska A. (red.), Przewodnik 77. Zjazdu Naukowego Pol. Tow. Geol. Procesy i zdarze-nia w historii geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich. Pañstw. Inst. Geol. TRELA W., PODHALAÑSKA T.& MALEC J. 2006 — Granica ordo-wik/sylur w Zbrzy — po³udniowa czêœæ regionu kieleckiego Gór Œwiê-tokrzyskich. [W:] Skompski S. & ¯yliñska A. (red.), Przewodnik 77. Zjazdu Naukowego Pol. Tow. Geol. Procesy i zdarzenia w historii geo-logicznej Gór Œwiêtokrzyskich. Pañstw. Inst. Geol.

ZNOSKO J. 2001 — New data on Caledonian, Alpine-style folding in the Holy Cross Mts., Poland. Geol. Quart., 45: 155–163.

Praca wp³ynê³a do redakcji 26.03.2007 r. Akceptowano do druku 23.07.2007 r.