Zawartoœæ i sk³ad izotopowy wêgla organicznego z utworów formacji
poznañskiej (miocen–pliocen) z rejonu Konina (œrodkowa Polska):
sugestie paleoœrodowiskowe i stratygraficzne
Andrzej G¹siewicz*
Content and carbon isotopic composition of organic matter of the Poznañ Formation (Miocene–Pliocene) from the Konin area (Central Poland): palaeoenvironmental and stratigraphic suggestions. Prz. Geol., 519–526.
S u m m a r y. The paper presents interpretation of total organic carbon (TOC) content and carbon isotopic composition of organic matter within the Miocene/Pliocene Poznañ Formation deposits recorded in BK 110 borehole in the Konin area (Central Poland). The TOC content as well as ä13C(TOC) PDB values vary widely throughout the deposits, from 0.1% to 6.1% (0.6% at average) and from
–14.2‰ to –26.2‰ (–23.2‰ at average), respectively. The distribution of these parameters within the series allow to distinguish the lower part, which is thinner and enriched in organic matter accumulation, and the upper part, which is thicker and clastic. The ä13CTOC
values indicate that C3 plant material prevailed in the lower part, while the upper part contains of C3+C4 plant material or C3 + marine organic matter. The subdivision of the Formation into lower and upper parts reflects a shift from peat-bog vegetation in nearshore lake into brackish lagoon environment with a periodical supply of terrigenous land material. The shift in the origin of the organic matter and sedimentological features of the Poznañ Formation sediments imply a tectonic event or/and climatic shift, possibly connected with evolution of plants population and thus relative decrease in C3 and increase in C4 organic material at the Mio-cene–Pliocene boundary.
Key words: Poznañ Formation, Miocene-Pliocene, organic matter, TOC, carbon isotopes, sedimentation
Mioceñsko-plioceñskie utwory formacji poznañskiej, o zmiennej mi¹¿szoœci (zwykle 60-80 m, a maksymalnie 180 m) pokrywaj¹ prawie ca³y Ni¿ Polski i stanowi¹ czêœæ rozleg³ego kontynentalnego basenu neogeñskiego roz-ci¹gaj¹cego siê pasem od centralnych Niemiec po Bia³oruœ (Dyjor, 1970; Baraniecka, 1995; Piwocki & Ziem-biñska-Tworzyd³o, 1997; Kasiñski i in., 2002). Spoczy-waj¹ one na osadach przedtrzeciorzêdowych lub dol-no-œrodkowo mioceñskich i s¹ przykryte (z erozyjn¹ gra-nic¹) utworami czwartorzêdowymi. Utwory tej formacji s¹ z³o¿one g³ównie z prawie homogenicznych serii ilastych i mu³owcowych, niekiedy przewarstwianych piaskami i zle-pieñcami oraz z wk³adkami lignitu w dolnej czêœci (Piwoc-ki, 1992, 1998). Rzadkie struktury sedymentacyjne, prawie brak skamienia³oœci (za wyj¹tkiem sporadycznej makro- i mikrofauny (Giel, 1971, 1975, 1979a, b; Baraniecka, 1979) oraz przewaga utworów pelitycznych unie-mo¿liwiaj¹ dok³adniejsze okreœlenie warunków depozycji serii poznañskiej, a w tym i akumulacji materii organicz-nej.
Charakter œrodowiska depozycji tych utworów wêglo-noœnych jest ci¹gle kontrowersyjny. Wystêpowanie lignitu sugeruje kontynentalne, jeziorne œrodowisko depozycji ca³ej serii (Dyjor, 1970; Ró¿ycki, 1972; Wagner, 1982). Nowsze badania sedymentologiczne serii poznañskiej wykazuj¹, ¿e w œrodku basenu rozwija³a siê wielka równia aluwialna z jeziorzyskami przekszta³caj¹cymi siê lokalnie w torfowiska (Kasiñski & Czapowski, 2002). Analiza sedy-mentologiczna i geochemiczna tej serii w wybranych rejo-nach Ni¿u Polskiego (Piwocki i in., 2001; Kasiñski i in., 2002) sugeruje, ¿e sedymentacja tych utworów zachodzi³a w warunkach limnicznych przerywanych okresowo (sztor-mowymi) wp³ywami morskimi. Okreœlenie przebiegu depo-zycji tych utworów stanowi zatem jeden z kluczowych problemów geologii pogranicza utworów miocenu i
plioce-nu, i zawiera tak¿e istotne implikacje dla warunków akumulacji wêgla brunatnego na Ni¿u Polskim.
Cech¹ charakterystyczn¹ serii poznañskiej jest obec-noœæ lokalnie znacznych iloœci materii organicznej. Uwêglona materia fitogeniczna wystêpuje obficie szczególnie w dolnej czêœci kompleksu osadowego jako cienkie wk³adki wêgla brunatnego i w stanie silnego roz-proszenia w pozosta³ej czêœci serii poznañskiej. Seria poznañska zawiera, co prawda bogate, ale ma³o zró¿nico-wane spektrum wegetacyjne (£uczkowska & Dyjor, 1971; Ziembiñska-Tworzyd³o, 1974; Wa¿yñska, 1988; Krajew-ska, 2001). Materia organiczna buduj¹ca te utwory mo¿e byæ pochodzenia l¹dowego, morskiego, lub mo¿e byæ typu mieszanego. Ponadto w osadach wêglistych nie mo¿na wykluczyæ udzia³u redeponowanej materii organicznej, jako ¿e lokalne podniesienia obszarów na prze³omie miocenu gór-nego i pliocenu, a w efekcie silna erozja (jak np. w rejonie be³chatowskim), mog³y doprowadziæ do zniszczenia wêglo-noœnych osadów miocenu górnego i œrodkowego (np. Bara-niecka i in., 1980). W tym kontekœcie, istotne implikacje dotycz¹ce cech œrodowiska depozycyjnego serii poznañskiej mog¹ wynikaæ z badañ izotopowych i chemicznych materii organicznej. Jest to wa¿ne tak¿e i z tego wzglêdu, ¿e dostar-czaj¹ one wskazówek co do natury samej materii organicznej tworz¹cej pok³ady wêgla brunatnego o przemys³owej warto-œci. Wstêpne wyniki tych badañ s¹ przedstawione poni¿ej. Badania przeprowadzono z próbek pobranych z otworu wiertniczego BK 110 w rejonie Konina (ryc. 1).
Metodyka
Próbki skalne z rdzenia z otworu BK 110, po makro-skopowej selekcji w binokularze (w celu wyeliminowania ewentualnych ziaren wêglanowych), sproszkowano. Sk³ad chemiczny tych próbek oznaczono metod¹ XRF przy u¿yciu spektrometru Philips PW 2400 w Centralnym Labo-ratorium Chemicznym Pañstwowego Instytutu Geologicz-nego w Warszawie. Ca³kowit¹ (sumaryczn¹) zawartoœæ wêgla organicznego (TOC) i wartoœæ stosunku
izotopowe-*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa
go wêgla organicznego w TOC (ä13CTOC) oznaczono w
Instytucie Geologii i Mineralogii Uniwersytetu Erlan-gen-Norymberga (Niemcy).
Zawartoœæ TOC oznaczono metod¹ miareczkowania kulometrycznego za pomoc¹ aparatu Leco. Badania izoto-powe wêgla wykonano z frakcji organicznej (TOC) zawar-tego w tych samych próbkach. W tym celu próbki poddano reakcji z 10% HCl w celu usuniêcia minera³ów wêglano-wych, nastêpnie przemyto wod¹ destylowan¹, pozosta³oœæ zaœ po reakcji z HCl poddano koncentracji w wirówce i suszeniu w temp. 50oC. Próbkê nastêpnie spalono w stru-mieniu tlenu w temp. 1050oC w analizatorze pierwiastków Carlo-Erba po³¹czonym ze spektrometrem masowym Fin-ningan MAT Delta S. Kerogen zosta³ skoncentrowany w aparacie Soxhleta przy u¿yciu chlorku metylenu jako roz-puszczalnika. Dok³adnoœæ analityczna ä13CTOC, oparta o
podwójne analizy, przewy¿sza³a ±0,1‰ (1ó). Dane izoto-powe s¹ podane jako ró¿nica w promilach wzglêdem wzor-ca PDB.
Szkic geologiczny i litologiczny
Otwór BK 110 (rejon Konina) jest po³o¿ony w brze¿nej czêœci zbiornika mioceñsko-plioceñskiego na Ni¿u Pol-skim (ryc. 1). Seria poznañska w tym regionie to g³ównie mu³owce (mu³ki) i i³y, a rzadziej piaski (np. Piwocki i in, 2001). Profil litofacjalny tego otworu zosta³ przedstawiony i omówiony w publikacjach Kasiñskiego i Czapowskiego (2002, ryc. 1) oraz Kasiñskiego i in. (2002, fig. 3).
W profilu wymienionego otworu znajduje siê 20 kom-pleksów litologicznych powsta³ych w 9 cyklach depozy-cyjnych o ³¹cznej mi¹¿szoœci ok. 24 m; tworz¹ go g³ównie utwory ilaste i mu³owe lub ilasto-mu³owe z wk³adkami piasków, niekiedy zailonych (Piwocki i in., 2001; Kasiñski i in., 2002). Ni¿sza czêœæ profilu jest ilasta z wiêksz¹
domieszk¹ mu³u, w czêœci œrodkowej liczniejsze s¹ prze-warstwienia piasków, a czêœæ wy¿sza jest bardziej ilasta. Ca³a seria pozbawiona jest widocznych makroskopowo koncentracji wêglanów, co potwierdza brak reakcji z HCl, obserwacje wybranych p³ytek cienkich oraz analizy geo-chemiczne (Piwocki i in., 2001). Charakterystycznym sk³adnikiem tej serii jest materia organiczna, wyraŸnie obfitsza w ni¿szej czêœci profilu.
Wyniki badañ
Cechy materii organicznej. Rozk³ad materii orga
-nicznej w utworach serii poznañskiej w rejonie Konina jest iloœciowo i jakoœciowo zró¿nicowany. Utwory te zawieraj¹ makro- i mikroskopow¹ domieszkê materii organicznej (Piwocki i in., 2001; Kasiñski i in., 2002). Domieszka ta w badanym otworze jest zwykle odzwierciedlona zmienn¹ barw¹ osadów, od jasnoszarej do czarnej. Szczególnie jest to dobrze widoczne w dolnej czêœci badanego kompleksu, w którym wiêksze nagromadzenia materii organicznej tworz¹ kompleks (nieprzewiercony) wêgla brunatnego (ksylitu), w którego stropie wystêpuje cienka (0,1 m) war-stwa wêgla detrytowego z obfitym detrytusem roœlinnym (Piwocki i in., 2001; Czapowski & Kasiñski, 2002). W pozosta³ej czêœci profilu wystêpuj¹ czêsto ciemnoszare i³y zawêglone lub i³y z gniazdami substancji wêglistej i poje-dynczymi uwêglonymi ksylitami (Piwocki i in., 2001; Cza-powski & Kasiñski, 2002). Oprócz ksylitu i rozproszonej substancji wêglistej omawiane utwory zawieraj¹ wiêksze, bli¿ej nierozpoznawalne uwêglone fragmenty roœlinne (fito-klasty) i resztki liœci. Obserwacje p³ytek cienkich oraz mace-racja próbek (Paruch-Kulczycka & Giel, 2002; S³odkowska, 2002) potwierdzaj¹ ogólne zró¿nicowanie iloœciowe sporomorf, brak zooplanktonu i reliktów wy¿szych zwierz¹t, oraz jedynie pojedyncze okazy s³odko-wodnego fitoplanktonu.
Analiza makroskopowa i badania mikroskopowe (S³odkowska, 2002) serii poznañskiej w profilach z rejonu Konina pozwalaj¹ stwierdziæ, ¿e seria poznañska cechuje siê istotnym, zw³aszcza w dolnej czêœci, udzia³em biomasy pochodzenia l¹dowego. Obserwacje te wykazuj¹ równie¿, ¿e analizowana frakcja organiczna (TOC) jest z³o¿ona g³ównie (lub prawie wy³¹cznie) z materia³u roœlinnego, pochodz¹cego prawdopodobnie z ró¿nych Ÿróde³.
Rozk³ad TOC w profilu. Obserwacje makroskopowe
wykazuj¹, ¿e materia organiczna w utworach serii poznañskiej otworu BK 110 jest nierównomiernie rozmieszczona. Potwierdza to niejednolity rozk³ad zawartoœci ca³kowitego wêgla organicznego (TOC). Zawartoœæ TOC zmienia siê od ok. 0,09% do 6,05% (ryc. 2), a œrednio wynosi 0,63%. Bar-dzo nierównomierny rozk³ad iloœci TOC w profilu piono-wym wyznacza wyraŸny podzia³ serii poznañskiej na dwie czêœci, ma to równie¿ odzwierciedlenie w cechach chemicz-nych tej serii (Piwocki i in., 2001). Dolna czêœæ charaktery-zuje siê wzglêdnie du¿¹ iloœci¹ TOC, a górna niewielk¹, przy czym w górnej czêœci wystêpuj¹ miejscami wiêksze iloœci materii organicznej (ryc. 2).
Analiza pionowego rozk³adu zawartoœci TOC w otwo-rze BK 110 w badanej serii wykazuje zale¿noœæ iloœci TOC od facji osadowych. Œrednia iloœæ TOC jest najwiêksza w i³ach (0,68%), mniejsza w mu³kach (0,50%), a najmniejsza w piaskach (0,27%). I³y charakteryzuj¹ siê równie¿
naj-WARSZAWA
Wroc³aw Konin BK 110
0 50 100km
obecny zasiêg formacji poznañskiej present extent of the Poznañ Formation deposits przypuszczalny l¹d
inferred land
brak utworów formacji poznañskiej lack of the Poznañ Formation deposits
Ryc. 1. Lokalizacja otworu wiertniczego BK 110 i przypusz-czalny zasiêg basenu serii poznañskiej; wed³ug Kasiñskiego i Czapowskiego (2002, uproszczone)
Fig. 1. Location of borehole BK 110 and inferred extent of the Poznañ Formation basin; after Kasiñski & Czapowski (2002, simplified)
wiêkszym zakresem zmiennoœci TOC (0,09–6,1%), który w mu³kach jest znacznie mniejszy (0,09–2,28%) i naj-mniejszy w piaskach (0,09–0,61%).
Sk³ad izotopowy TOC. Stosunki izotopowe wêgla
organicznego (ä13CTOC) wykazuj¹, podobnie do rozk³adu
TOC, równie¿ du¿¹ zmiennoœæ w zakresie od –14,2‰ do –26,2‰ (ryc. 3), a wartoœæ œrednia wynosi –23,17‰ (tab. 1). Wiêkszoœæ próbek (55,6%) cechuje siê wartoœciami ä13CTOCwystêpuj¹cymi w doœæ w¹skim zakresie: od –24‰
do –26‰, przy czym w zakresie od –22‰ do –28‰ wystêpuje 80% próbek. Pozosta³a zaœ, niewielka czêœæ próbek (20%) ma, wartoœci ä13
CTOCod –14‰ do –22‰.
Pionowa zmiennoœæ wartoœci ä13
CTOCjest ogólnie
nie-wyrównana i odznacza siê znacznymi wahaniami — w stronê wy¿szych wartoœci wzglêdem doœæ wyrównanych i wzglêdnie niskich wartoœci t³a. Rozk³ad pionowy wartoœci ä13
CTOCprzedstawia niezbyt wyraŸny podzia³ serii na dwa
odcinki dolny i górny. Ni¿sza czêœæ profilu (na g³êb. 59,5–55,5 m) wyró¿nia siê s³abo, najni¿szymi i bardzo wyrównanymi wartoœciami ä. W pozosta³ej czêœci profilu rozk³ad wartoœci ä13
CTOCstaje siê wyraŸnie niejednolity, z
du¿ymi fluktuacjami, zw³aszcza w mniej wiêcej œrodko-wym odcinku serii osadowej. Powy¿ej zaœ, w najwy¿szej czêœci profilu, wahania te wyraŸnie siê zmniejszaj¹, a pro-fil zmian tych wartoœci od g³êb. ok. 45 m staje siê ju¿ coraz bardziej wyrównany.
Œrednia wartoœæ ä13
CTOCwykazuje zmienn¹ zale¿noœæ
od facji i jest najni¿sza w i³ach (–24,0‰), poœrednia w pia-skach (–23,2‰), a najwy¿sza w mu³kach (–21,3‰). Zakres zmian wartoœci ä13
CTOCmo¿e siê wahaæ znacznie i
jest najwiêkszy w mu³kach (11,7‰), mniejszy, ale doœæ wysoki w i³ach (9,1‰), a najmniejszy w piaskach (3,8‰).
Dwudzielnoœæ serii poznañskiej
Zró¿nicowanie rozk³adu iloœci materii organicznej oraz wartoœci izotopowych wêgla w TOC wyznaczaj¹ ogólny podzia³ serii poznañskiej na niewielkiej mi¹¿szoœci czêœæ doln¹ i znacznie grubsz¹ czêœæ górn¹. Podzia³ ten dobrze zaznacza siê w rozk³adzie pionowym zawartoœci TOC, a znacznie s³abiej w rozk³adzie wartoœci ä13
CTOC(ryc. 2, 3).
Rozk³ad zawartoœci TOC i wartoœci ä13CTOCanalizowanej
materii organicznej wyznacza dwie grupy próbek: jedna o wyrównanych i niskich wartoœciach ä13
CTOCoraz ogólnie
najwy¿szych zawartoœciach TOC oraz druga o doœæ wyrównanych iloœciach TOC, ale o wzglêdnie bardzo zmiennych wartoœciach ä13CTOC(ryc. 4). Ró¿nice miêdzy
tymi czêœciami zaznaczaj¹ siê równie¿ w schematach kore-lacyjnych; ogólnie czêœæ dolna odznacza siê znacznie licz-niejszymi i wy¿szymi wspó³czynnikami korelacji wystêpuj¹cymi miêdzy iloœci¹ TOC i wartoœciami ä13CTOC,
a sk³adnikami chemicznymi. Czêœæ górna, w porównaniu z doln¹, poza znacznie mniejsz¹ iloœci¹ TOC, zawiera œred-nio wyraŸnie wiêcej SiO2(odpowiednio: 58,3% i 51,8%) i
Fe2O3(odpowiednio: 5,2% i 2,7%).
Profile zawartoœci TOC i wartoœci ä13CTOCcechuj¹ siê
ogólnie znaczn¹ zmiennoœci¹ (ryc. 2, 3). Przejœcie miêdzy wyró¿nionymi czêœciami profilu jest bardzo ostro wyra¿one na profilu TOC (gwa³towny spadek zawartoœci z 1,9% do 0,2% i utrzymywania siê dalej ogólnie niskich koncentracji TOC) i s³abo w profilu wartoœci ä13
CTOC (stop-35 40 45 50 55 60 0 1 2 3 4 5 6 7 TOC (%) g³êbokoœæ (m) depth (m) CZÊŒÆ GÓRNA UPPER PART CZÊŒÆ DOLNA LOWER PART
Ryc. 2. Rozk³ad zawartoœci TOC w profilu otworu wiertniczego BK 110
Fig. 2. Distribution of TOC content in borehole BK 110
C3 C4 35 40 45 50 55 60 -30 -25 -20 -15 -10 g³êbokoœæ (m) depth (m) CZÊŒÆ GÓRNA UPPER PART CZÊŒÆ DOLNA LOWER PART d13CTOC(‰)
Ryc. 3. Rozk³ad wartoœci ä13
CTOCw profilu otworu wiertniczego
BK 110. C3 i C4 — typy roœlinnoœci Fig. 3. Distribution of ä13
CTOCvalues in borehole BK 110. C3 and
niowy wzrost z –25,9‰ do –24,5‰), w którym od do³u nastêpuje tendencja do ogólnego wzrostu wartoœci.
Dolna czêœæ serii poznañskiej wystêpuje na g³êb. od
59,5 m do ok. 57,3 m i wyró¿nia siê wzglêdnie du¿¹ zawar-toœci¹ TOC zmieniaj¹c¹ siê od ok. 1,3% do 6,1% (œrednio 3,7%). Ta czêœæ profilu cechuje siê wyrównanymi war-toœciami ä13
CTOC zmieniaj¹cymi siê od –25,18‰ do
-26,19‰, a wartoœæ œrednia wynosi –25,78‰. Jeœli porównaæ profile zmian wartoœci ä13CTOCi zawartoœci TOC
w tej czêœci serii poznañskiej, to widaæ ¿e ogólnie naj-ni¿szym wartoœciom ä13CTOC odpowiadaj¹ najwy¿sze
zawartoœci TOC (ryc. 2, 3).
Górna czêœæ wystêpuje na g³êb. od ok. 57,3 m do 36,6
m i charakteryzuje siê wzglêdnie wyrównan¹ iloœci¹ TOC, zmieniaj¹c¹ siê od 0,06% do 0,48% (œrednio 0,13%) i z widocznymi podrzêdnymi wahaniami iloœci TOC (ryc. 2). W czêœci górnej wartoœci ä13CTOCzmieniaj¹ siê w bardzo
du¿ym zakresie od –14,18‰ do –25,46‰ (ryc. 3) (œrednio –22,84‰). Korelacja zawartoœci TOC z wartoœciami ä13CTOCjest bardzo wyraŸna (r=0,84).
W tej czêœci profilu wiêksze wahniêcia (tj. podwy¿szo-ne wzglêdem t³a) zawartoœci TOC odpowiadaj¹ wah-niêciom (tj. wy¿szym bezwzglêdnie) wartoœciom ä13
CTOC.
Poziomy podwy¿szonych zawartoœci TOC charakteryzuj¹ siê:
1) œrednio znacznie wy¿szymi wzglêdem ca³ej górnej czêœci zawartoœciami TOC (odpowiednio: 0,64% i 0,23%) i wy¿szymi wartoœciami ä13CTOC(odpowiednio: –17,8‰ i
–22,8‰),
2) mniejszym ni¿ ca³a górna czêœæ zakresem zmien-noœci TOC (odpowiednio: 0,8% i ok. 6%) i ä13CTOC
(odpo-wiednio: 6,8‰ i 11,3‰).
Ponadto horyzonty te cechuj¹ siê wyraŸnie wy¿szymi wzglêdem górnej czêœci œrednimi koncentracjami SiO2
(odpowiednio: 61,2% i 58,3%), MnO (0,09% i 0,04%), P2O5
(0,09% i 0,05%), Hf (7,1 ppm i 5,5 ppm), Y (27,6 ppm i 22,4 ppm) i Zr (228,3 ppm i 188,1 ppm). W poziomach wzboga-cenia w materiê organiczn¹ zaznaczaj¹ siê równie¿ znacz¹ce (r = 0,72–0,95) korelacje dodatnie TOC z Mn, Ca, P, As, Co, Mo, Ni, U i Y oraz wyraŸne (r = 0,57–0,69) korelacje dodat-nie ä13CTOCz Fe, Mn, Ca, P, Ce, Co, La, Mo, Ni i Y.
Dyskusja
Warunki ogólne. Interpretacja zmieniaj¹cych siê
war-toœci ä13CTOCw badanym profilu opiera siê na ca³kowitej
(uœrednionej) wartoœci stosunków izotopowych, tj. bez
wyró¿niania sk³adu izotopowego poszczególnych sk³adni-ków (frakcji) organicznych. Metoda ta ma tê zaletê, ¿e reprezentuje mieszaninê sk³adników materii organicznej, natomiast moleku³y biomarkerów stanowi¹ najczêœciej bar-dzo ma³¹ frakcjê ca³ej mieszaniny sk³adników organicznych i mog¹ nie byæ reprezentatywne dla ca³oœci.
Poniewa¿ ca³y profil nie zawiera praktycznie fazy wêglanowej (CaO w dolnej czêœci wynosi œrednio 0,75% wag., a w górnej 0,6% wag.), a ponadto brak koincydencji wyraŸnie podwy¿szonych zawartoœci Ca i wartoœci ä13
CTOC
oraz przypuszczalnie ca³kowite usuniêcie ewentualnych (œladowych iloœci) wêglanów podczas reakcji z HCl, to otrzymane wyniki mo¿na uznaæ za wiarygodne. Znikoma korelacja miêdzy ä13CTOCa Ca w ca³ej serii (r = 0,27) oraz
wy¿sze wartoœci r w czêœci górnej (r = 0,39) i dolnej (r = 0,49) mog¹ odzwierciedlaæ korelacjê miêdzy detrytyczn¹ materi¹ organiczn¹ a klastycznym materia³em ilastym o zwiêkszonej iloœci zwi¹zanego Ca.
Wp³yw na zmianê sk³adu izotopowego materia³u orga-nicznego wzglêdem pierwotnego ma diageneza osadu. Jed-nak¿e degradacja œwie¿o powsta³ego materia³u organicznego i jego selektywny rozk³ad (np. celulozy wzglêdem materia³u lignitowego lub ubytek ciê¿kich pro-tein i karbohydratów) maj¹ ogólnie niewielki wp³yw na frakcjonowanie izotopowe — powoduj¹c wzbogacenie w l¿ejszy izotopowo wêgiel zwykle o mniej ni¿ 2‰ (m.in. Dean i in., 1986; Benner i in., 1987; Bocherens i in., 1994; Meyers 1997 i literatura tam cytowana). Zakres zmian war-toœci ä13
CTOCw badanym materiale wynosi 12‰ i znacznie
przekracza mo¿liwe efekty izotopowe podczas diagenezy w warunkach anoksycznych. Podobnie, powstaj¹ce pod-czas utleniania materii organicznej kinetyczne efekty izo-topowe mo¿na zaniedbaæ, a wartoœci sk³adu izoizo-topowego wêgla materii organicznej w g³ównej mierze wynikaj¹ z cech materia³u Ÿród³owego (Jêdrysek i in., 1999). Historia geologiczna formacji poznañskiej na Ni¿u Polskim, a w szczególnoœci w badanym regionie (np. Baraniecka i in., 1980) wykazuje, ¿e osady te nigdy nie by³y g³êbiej pogr¹¿one ani zaanga¿owane tektonicznie (badany profil osadów nie wystêpuje w pobli¿u aktywnych stref uskoko-wych). Widoczne wiêksze fluktuacje wartoœci ä13
CTOCnie
mog¹ byæ zatem efektem wp³ywu termicznego.
Ponadto w badanym profilu nie ma œladów infiltracji materia³u pochodzenia organicznego ani z osadów star-szych, ani m³odstar-szych, analiza zaœ tylko frakcji TOC (g³ównie kerogenu) wyklucza zanieczyszczenie produkta-mi produkta-migracji. Sporadyczne bioturbacje osadów sugeruj¹ tak¿e, ¿e zmiany wartoœci ä13CTOCnie wynikaj¹ z mieszania
siê ró¿nego rodzajowo materia³u organicznego na skutek dzia³alnoœci organizmów przydennych.
Wartoœci ä13
CTOC nie wykazuj¹ wyraŸnej korelacji z
TOC ani w ca³ym profilu, ani w jego dolnej czêœci (r = <0,2), natomiast siln¹ korelacjê (r = 0,84) w górnej czêœci profilu, odznaczaj¹cej siê obecnoœci¹ detrytu roœlinnego. Te cechy wskazuj¹ wiêc, ¿e zapis izotopowy omawianej serii jest pierwotny. Mo¿na zatem przyj¹æ, ¿e stwierdzone wartoœci izotopowe wskazuj¹ na dominacjê okreœlonego typu materia³u organicznego w ca³ym profilu, a ich zmiany przedstawiaj¹ czasow¹ zmiennoœæ wartoœci ä13
CTOC
pier-wotnej materii organicznej. To przypuszczenie potwier-dzaj¹ wyraŸne i silne korelacje miêdzy fluktuacjami wartoœci ä13
CTOCa sk³adnikami litofilnymi. Poniewa¿ sk³ad
13 TOC C (‰) -30 -25 -20 -15 -10 -5 0 0 1 2 3TOC (%)4 5 6 7
Ryc. 4. Rozk³ad zawartoœci TOC i wartoœci ä13CTOC w profilu
otworu wiertniczego BK 110
Fig. 4. Distribution of TOC content and ä13CTOCvalues in
izotopowy materii roœlinnej jest wra¿liwy na zmiany warunków œrodowiskowych pozwala to na ogóln¹ inter-pretacjê typu materii organicznej i sugestie odnoœnie do cech œrodowiska depozycji.
Cechy materia³u organicznego. Obserwacje makro
-skopowe materia³u organicznego w badanym profilu wykazuj¹, ¿e reprezentuje on g³ównie roœliny pochodzenia l¹dowego. Materia³ ten nosi cechy redepozycji, z nierzad-ko dobrze zachowanymi fragmentami roœlin (np. liœcie). Transport tego materia³u jest czêœciowo odpowiedzialny za jej nierównomierny rozk³ad, zaznacza siê bowiem zale¿noœæ koncentracji TOC od facji. Ogólnie bior¹c piaski nie by³y korzystne dla akumulacji organicznej, znacznie lepsze warunki dla tych nagromadzeñ istnia³y podczas depozycji i³ów i mu³ków, które odznaczaj¹ siê wyraŸnie wy¿szymi zawartoœciami œrednimi i zakresami zmian TOC.
Korelacje TOC ze sk³adnikami chemicznymi ca³ej serii poznañskiej s¹ ogólnie niskie: wiêkszoœæ z nich nie wyka-zuje praktycznie korelacji z zawartoœci¹ TOC (r = <0,25). Sugeruje to, ¿e czêœæ materii organicznej jest wynikiem miejscowej akumulacji, nie zwi¹zanej z dalszym transpor-tem spoza œrodowiska depozycji. Za dostaw¹ znacznej czê-œci materii organicznej w postaci detrytycznej przemawiaj¹ wyraŸnie wahania iloœci TOC i wartoœci ä13CTOCoraz
umiar-kowane (r = 0,53–0,56) korelacje dodatnie TOC z Ti, Ga, Nb i Sr. Najwy¿sza œrednia i najwiêkszy zakres zmian wartoœci ä13CTOC(11,7‰) — tym samym i zró¿nicowanie osadzanego
materia³u — wystêpuje w mu³kach sugeruj¹c dostawê mate-rii organicznej w czasie ich depozycji.
Du¿a zmiennoœæ wartoœci ä13
CTOC utworów formacji
poznañskiej (w zakresie 12‰) wskazuje na niejednolity co do pochodzenia i rodzaju sk³ad wyjœciowego materia³u orga-nicznego. Mieszany charakter pierwotnej materii organicznej badanej serii sugeruje równie¿ praktycznie brak korelacji miêdzy wartoœciami ä13
CTOCa zawartoœciami TOC.
Sk³ad izotopowy Corgjest u¿ywany dla
scharakteryzo-wania materia³u Ÿród³owego (np. Stein, 1991; Meyers, 1997 i literatura tam cytowana). Ogólnie bior¹c materia organiczna o ni¿szych wartoœciach ä13
Corgodpowiada
mate-ria³owi pochodzenia l¹dowego, a o wy¿szych — morskie-mu. Typowe wartoœci ä13C morskiej materii organicznej wystêpuj¹ w zakresie od –20‰ do –22‰ (Meyers, 1994). WskaŸniki izotopowe wêgla roœlin wykorzystuj¹cych do swego rozwoju atmosferyczny CO2 pozwalaj¹ na
rozró¿nienie dwóch grup roœlinnoœci l¹dowej funkcjo-nuj¹cych w oparciu o odmienne mechanizmy fotosyntezy, tj. typu C3 (wspó³czeœnie dominuj¹cy w klimacie umiarko-wanym i ch³odnym) i typu C4 (np. Deines, 1980; Meyers, 1997). Roœliny typu C3 charakteryzuj¹ siê ni¿szymi war-toœciami ä13
Corg, a typu C4 — wy¿szymi. Na podstawie
wyników badañ materia³u wspó³czesnego i kopalnego mo¿na przyj¹æ, ¿e wartoœci ä13CTOCni¿sze od ok. –22‰ mog¹
wska-zywaæ na l¹dow¹ roœlinnoœæ fotosyntetyzuj¹c¹ typu C3, a wy¿sze — C4 (np. Cerling i in., 1993; 1997; Griffiths i in., 2002) lub materia³u organicznego pochodzenia morskiego, który cechuje siê ciê¿szym izotopowo Corg(np. Arthur i in.,
1985; Schidlowski i in., 1985; Hoefs, 1997; Meyers, 1997). W badanym profilu ewentualne ogólnie niskie i doœæ jednolite wartoœci ä13
CTOC (ryc. 3) wiêkszoœci próbek
(78%), cechuj¹ce siê wartoœciami od ok. –22‰ do –26‰ (zw³aszcza od –24‰ do –26‰, stanowi¹cych 56% próbek) mo¿na wi¹zaæ z roœlinnoœci¹ pochodzenia l¹dowego typu
C3 (np. Cerling i in., 1993; 1997; Hoefs, 1997; Meyers, 1997; Griffiths i in., 2002). Dominacja tego typu materii organicznej w ca³ym profilu sugeruje równoczeœnie ogóln¹ ci¹g³oœæ charakteru depozycji organicznej. W dolnej czêœci, wyraŸnie wzbogaconej w TOC, wartoœci ä13
CTOC
zmieniaj¹ siê w bardzo ma³ym zakresie (1‰), a w górnej wystêpuj¹ znaczne wahania (w zakresie 11,3‰) wartoœci ä13
CTOC.
Niejednolity rozk³ad g³ównych cech materia³u orga-nicznego oraz cechy sedymentologiczne serii poznañskiej w badanym profilu wskazuj¹:
1) ¿e dostawa allochtonicznego materia³u roœlin l¹dowych stanowi³a domieszkê do miejscowej (zbiorniko-wej) produkcji organicznej,
2) na albo mieszan¹ dostawê materia³u roœlinnego typu C3 i typu C4, albo akumulacjê materia³u organicznego typu C3 powi¹zan¹ z okresow¹ dostaw¹ morskiej materii organicznej,
3) na ogólnie zmienne w czasie i w charakterze œrodo-wisko sedymentacji badanych osadów.
Implikacje œrodowiskowe
DwudzielnoϾ. Cechy geochemiczne materii organicz
-nej w profilu otworu BK 110 potwierdzaj¹ interpretacjê serii poznañskiej jako utworów ogólnie jeziorno-przy-brze¿nych, o niestabilnym re¿imie osadowym (Piwocki i in., 2001; Kasiñski i in., 2002). W³aœciwoœci materii orga-nicznej i cechy facjalne wyznaczaj¹ dwudzielnoœæ serii (ryc. 2, 3), sugeruj¹c rozwój innych œrodowisk depozycji w obu czêœciach profilu. Wed³ug rozk³adu zawartoœci TOC i wartoœci ä13
CTOC granica ta wystêpuje na g³êbokoœci ok.
57,3 m i jest zbie¿na z palinologicznym poziomem korela-cyjnym rejestruj¹cym œrodkowomioceñski epizod redepo-zycji starszych osadów wystêpuj¹cym na g³êb. ok. 56,80 m (S³odkowska, 2002, ryc. 1).
Du¿a zawartoœæ TOC w dolnej czêœci profilu serii poznañskiej (do 6,1%) odzwierciedla œrodowisko zwiêkszonej akumulacji materii organicznej. WyraŸne i du¿e wychylenia w profilu TOC odpowiadaj¹ warstwom organicznym (lignitowym). Zwiêkszona akumulacja mate-rii organicznej w œrodowiskach skrajnie p³ytkowodnych zale¿y od sprzê¿enia wielu czynników umo¿liwiaj¹cych rozwój pierwotnej produktywnoœci (np. Fielding, 1985). Wspó³dzia³a³y one podczas depozycji dolnej czêœci serii poznañskiej. Cechy sedymentologiczne, geochemiczne i palinologiczne tej czêœci profilu (Piwocki i in., 2001; Cza-powski & Kasiñski, 2002; G¹siewicz, 2002; Kasiñski i in., 2002; S³odkowska, 2002) wskazuj¹ na œrodowisko jezior-ne, bagienne (telmatyczne). Osady wêgliste rozwija³y siê w ciep³ym, ³agodnym i doœæ wilgotnym klimacie (S³odkow-ska, 2002). Jednolitoœæ rozk³adu cech izotopowych wêgla tej materii organicznej (œrednio 25,8‰ przy zakresie zmiennoœci 1‰) sugeruje rozwój w tym czasie ekosystemu roœlinnego zdominowanego przez jeden zespó³ roœlinny. By³a to zapewne akumulacja materii organicznej in situ z roœlinnoœci¹ w³aœciw¹ dla bagien ilasto-mu³owcowych z pewnym udzia³em materia³u pochodzenia fluwialnego. Du¿a produktywnoœæ organiczna (w œrodowisku depozycji klastycznej) by³a okresowo przerywana silniejszymi wp³ywami materia³u terygenicznego prowadz¹cymi do du¿ych zmian zawartoœci TOC (ryc. 2). Wp³ywy te
hamo-wa³y okresowo rozwój ekosystemu roœlinnego i/lub zmniejsza³y iloœæ materii organicznej. Powy¿sze cechy sugeruj¹ wiêc, ¿e ogólnie by³o to œrodowisko doœæ stabilne, l¹dowe (jeziorne) lub przybrze¿ne (izolowane i wys³odzo-ne) bez widocznych œladów podwy¿szonego zasolenia.
Utwory górnej czêœci profilu serii poznañskiej zawie-raj¹ œrednio bardzo niewiele Corg(œrednio 0,2%), a wiêcej
ni¿ w czêœci dolnej SiO2(œrednio o ok. 6,5%) i Fe2O3
(œred-nio o ok. 2,5%). Profile, wyrównany TOC i zró¿nicowany ä13CTOC(ryc. 2, 3) w tej czêœci serii poznañskiej nie
wyka-zuj¹ wyraŸnych trendów rozk³adu, co mo¿e wskazywaæ na utrzymywanie siê podobnego typu produktywnoœci (jeziornej i/lub przybrze¿nej), jak w czêœci dolnej, tj. ten-dencji do rozwoju systemu bagiennego. Na ogóln¹
ci¹g³oœæ charakteru œrodowiska wskazuj¹ identyczne lub bardzo podobne koncentracje œrednie wielu sk³adników (np. Al, Mg, K, P, i U oraz As, Ce, Pb i Rb) w obu czêœciach profilu.
Obserwacje wspó³czesnych œrodowisk depozycji wykazuj¹, ¿e zawartoœæ TOC w osadach zale¿y nie tyle od charakteru pierwotnej produkcji organicznej i warunków zachowania materii organicznej (anoksycznych), co od tempa sedymentacji (np. Demaison & Moore, 1980; Can-field, 1989; Dersch i in., 1991; Calvert & Karlin, 1998). Wzrost dostawy materia³u klastycznego jaki nast¹pi³ w górnej czêœci serii poznañskiej doprowadzi³ do zmniejszo-nej iloœci (rozcieñczenia) materii organiczzmniejszo-nej w osadach klastycznych. Na wy¿sze tempo depozycji w czêœci górnej ni¿ dolnej wskazuje, przy tej samej œredniej iloœci Al2O3
(ok. 16,5%), wyraŸne wzbogacenie w Si i Fe, a tak¿e ujemna korelacja ä13CTOCz Al w ca³ej górnej czêœci serii (r =
–0,41). Skutkiem tego œrodowisko bagienne, dolnej czêœci serii poznañskiej, przekszta³ci³o siê w czêœci górnej w œro-dowisko bardziej otwarte, jeziorne i/lub przybrze¿ne (lagu-nowe?) o sedymentacji klastycznej z podrzêdn¹ akumulacj¹ materii organicznej, prawdopodobnie autochtonicznej i detrytycznej. Stan zachowania materia³u organicznego wska-zuje, ¿e energia transportu by³a wystarczaj¹ca dla dostawy do basenu g³ównie silnie rozdrobnionego materia³u roœlinnego, chocia¿ wiêksze fragmenty roœlinne nie s¹ rzadkie.
Fluktuacje œrodowiskowe. Œrodowisko depozycji w
czêœci dolnej serii poznañskiej by³o skrajnie p³ytkowodne (jeziorne lub przybrze¿ne) i doœæ stabilne. Natomiast górna czêœæ odznacza siê wyraŸn¹ zmiennoœci¹ litofacjaln¹, a przewaga fazy ilastej sugeruje ogólnie g³êbsz¹ depozycjê. Zmiennoœæ ta, a szczególnie: liczne wk³adki piaszczyste, du¿e wahania wartoœci ä13CTOC, zgodnoœæ wyraŸnie
pod-wy¿szonych wartoœci ä13CTOCi iloœci TOC (ryc. 2, 3) oraz
wyraŸne korelacje obu parametrów z niektórymi sk³adni-kami klastycznymi (Si i Fe) odznaczaj¹cymi siê du¿ymi zmianami zawartoœci, wskazuj¹ na brak sta³ego stosunku iloœciowego miêdzy akumulacj¹ materia³u organicznego, a klastycznego (ryc. 5).
Niewielkie zmiany wartoœci t³a izotopowego i wysoka korelacja wartoœci ä13
CTOC z iloœci¹ TOC (r = 0,84) w
górnej czêœci profilu sugeruj¹ rozwój in situ i/lub dop³yw materia³u organicznego o podobnym sk³adzie geochemicz-nym. Za t¹ pierwsz¹ mo¿liwoœci¹ przemawia korelacja miêdzy ä13CTOC a Al (r = –0,41) dla tej czêœci profilu.
Znaczne zaœ wahania wartoœci ä13CTOCponad wartoœci t³a
(ryc. 3), podwy¿szona iloœæ Si oraz korelacja ä13
CTOC
dodatnia z TOC (r = 0,48) i ujemna z Si (r = –0,42) w próbkach o wyraŸnych zmianach sk³adu izotopowego, sugeruj¹ okresow¹ dostawê materia³u o innym sk³adzie geochemicznym.
W górnej czêœci serii poznañskiej nastêpowa³a wiêc okresowo zmiana charakteru materii organicznej, odzwier-ciedlona wyraŸnym wzrostem wartoœci ä13
CTOC. Zmiany te
mo¿na ³atwo ³¹czyæ ze wzrostem dostawy l¹dowego mate-ria³u roœlinnego typu C4. Implikuje to okresowy wzrost erozji na przyleg³ym l¹dzie i zmianê klimatu na nieco bar-dziej wilgotny lub wp³yw zmian w paleomorfologii tego obszaru. Niewykluczone s¹ równie¿ okresowe wp³ywy morskie, co sugeruj¹ wyniki analizy mikropaleontologicz-nej (Paruch-Kulczycka & Giel, 2002). Zazêbianie siê wp³ywów morskich i l¹dowych, odczytywane z zapisu
TOC (%) *13CTOC(‰)
Œrednia mean 0,63 –23,17
Odchyl. stand. standard deviation 1,31 2,77
Zakres range 5,96 12,01 Minimum minimum 0,09 –26,19 Maksimum maximum 6,05 –14,18 Liczba pomiarów No. of measurements 45 45 Poziom ufnoœci (95%) confid. interval (95%) 0,38 0,81
Tab. 1. Parametry statystyczne zawartoœci TOC i wartoœci ä13
CTOCw profilu otworu wiertniczego BK 110 Table 1. Statistical parameters of TOC content and ä13
CTOCvalues in borehole BK 110 35 40 45 50 55 60 0 200 400 600 800 g³êbokoœæ (m) depth (m) SiO /TOC2
Ryc. 5. Rozk³ad stosunku SiO2/TOC w profilu otworu
wiertni-czego BK 110
sk³adu izotopowego materii organicznej, jest znane z nie-których kopalnych œrodowisk przybrze¿nych (np. Heimho-fer i in., 2003). Na obecnym etapie rozpoznania sedymen-tacji serii poznañskiej i g³ównych cech zawartej w niej materii organicznej trudno rozstrzygn¹æ tê kwestiê.
Niestabilny re¿im sedymentacyjny zbiornika podczas depozycji tej czêœci serii poznañskiej przypomina krótko-trwa³e zmiany jakie zachodzi³y na wschodnim wybrze¿u Brazylii podczas holoceñskiego rozwoju pasa rozleg³ych równi pla¿owych. Wahania poziomu morza wywo³ywa³y w strefie brzegowej rozleg³e migracje utworów deltowych, a w efekcie izolacjê lub ³¹czenie siê przybrze¿nych jezior i przewarstwianie siê osadów s³odkowodnych (w tym bagiennych) i lagunowych (Dominguez & Wanless, 1991).
Implikacje stratygraficzne
W trakcie sedymentacji mioceñsko-plioceñskiej, rejon Konina by³ usytuowany (ryc. 1) w brze¿nej czêœci zbiorni-ka. WyraŸna zmiana charakteru œrodowiska na granicy dol-nej i górdol-nej czêœci badanego profilu serii poznañskiej, odzwierciedlona — jak to omówiono powy¿ej — ró¿nymi cechami osadów (w tym zmian¹ iloœci i cech izotopowych materii organicznej), wydaje siê wyznaczaæ istotn¹ granicê w omawianym profilu litologicznym.
Cechy badanych osadów sugeruj¹, ¿e przejœcie od dol-nej do górdol-nej czêœci mo¿e oznaczaæ zmianê œrodowisk wywo³an¹ tektonicznie (Baraniecka i in., 1980) powo-duj¹c¹ obni¿enie podstawy erozyjnej i ewentualnie wzrost wp³ywów morskich. Mo¿e ono równie¿ wi¹zaæ siê z po³¹czonym wp³ywem czynników tektonicznego i klima-tycznego. Skutkiem zmiany klimatycznej by³aby zmiana szaty roœlinnej, której sk³ad (C3 wzglêdem C4) jest zale¿ny od temperatury. Tego typu zmiana jest widoczna w rozk³adzie wspó³czesnej roœlinnoœci, np. w warunkach tro-pikalnych w œrodowisku bagiennym dominuje roœlinnoœæ typu C4, w klimacie zaœ umiarkowanym wystêpuj¹ wy³¹cznie roœliny typu C3 (np. Jêdrysek i in., 1995).
Bior¹c pod uwagê fakt, ¿e domieszka do zespo³u C3 roœlin typu C4 wystêpuje tylko w górnej czêœci profilu i jedynie okresowo, sugestie stratygraficzne mog¹ wynikaæ z kontekstu ewolucyjnego samej roœlinnoœci. Sp¹g i³ów poznañskich w rejonie Konina datuje siê na (przypuszczalnie) ok. 10–12 mln lat, a strop na 5–6 mln lat (Król, 2002). Nato-miast globalna ekspansja roœlin typu C4 nast¹pi³a ok. 5–8 mln lat temu, na prze³omie póŸnego miocenu i wczesnego plioce-nu (Cerling i in., 1993, 1997; Quade i in., 1994, 1995; Lattore i in., 1997). Zmianê klimatyczn¹ w tym czasie potwierdza zaœ wzrost wartoœci ä18O minera³ów ilastych tybetañskiej forma-cji Siwalik w Pakistanie (Stern i in., 1991). Mo¿e to oznaczaæ, ¿e badany profil litologiczny mo¿e czêœciowo obejmowaæ najwy¿szy miocen i najni¿szy pliocen.
Jak na razie problem podzia³u stratygraficznego bada-nego odcinka formacji poznañskiej nie jest rozstrzygniêty. Oba czynniki, tektoniczny i klimatyczny, mog¹ siê ³¹czyæ ze zdarzeniami œrodowiskowymi wiêkszej rangi, podobnie jak zmiana w sukcesji roœlinnej. ¯adna z tych implikacji mo¿e nie byæ prawdziwa. Ranga omawianej zmiany œrodo-wiskowej jest wiêc kwesti¹ otwart¹. Problemy rodzaju wp³ywów (kontynentalnych i/lub morskich) i ich (ewentu-alnie) wzajemnych relacji oraz amplituda powinny byæ zweryfikowane w trakcie dalszych badañ
sedymentolo-gicznych tej serii osadowej. Badania petrograficzne i che-miczne materii organicznej zaœ, wsparte o analizy chemo- i magnetostratygraficzn¹ innych profili litologicznych, pozwoli³yby dok³adniej scharakteryzowaæ, porównaæ i ustaliæ pochodzenie omawianego materia³u organicznego. Pomog³oby to odró¿niæ zdarzenia lokalne i krótkotrwa³e (zwi¹zane z ruchliwym œrodowiskiem przybrze¿nym) od trendów regionalnych i d³ugotrwa³ych (wyznaczanych przez zmiany zasiêgu morza i zmiany klimatyczne) podczas sedymentacji formacji poznañskiej. Wyniki tych badañ dostarczy³yby istotnych sugestii stratygraficznych i sta³yby siê narzêdziem dla wysoko rozdzielczej stratygrafii i korela-cji, szczególnie trudnej w sukcesjach osadowych œrodowisk bliskobrzegowych, zwykle pozbawionych istotnych marke-rów biostratygraficznych (por. np. Heimhofer i in., 2003).
Podsumowanie
Materia organiczna w utworach klastycznych mio-ceñsko-plioceñskiej serii poznañskiej w otworze wiertni-czym BK 110 wystêpuje nierównomiernie. Rozk³ad TOC i wartoœci ä13CTOC pozwalaj¹ wydzieliæ dwie czêœci serii
poznañskiej: doln¹ wzbogacon¹ w materiê organiczn¹ o depozycji bagiennej oraz górn¹ o niskiej zawartoœci TOC i nieco innych wartoœciach ä13CTOC, utworzonych w
œrodo-wisku ogólnie g³êbszym bliskobrzegowym, limniczno-la-gunowym i niestabilnym, o okresowo wzmo¿onych dostawach materia³u l¹dowego i z mo¿liwymi wp³ywami morskimi.
Dolna czêœæ charakteryzuje siê wysokimi zawartoœciami TOC (1,2–5,4%, œrednio 3,2%) i wyrównanymi wartoœciami ä13
CTOC(od –25,2‰ do –26,2‰, œrednio: –25,8‰), a górna
nisk¹ zawartoœci¹ TOC (0,06–0,48%, œrednio 0,13%) i bar-dzo du¿ymi wahaniami wartoœci ä13
CTOC (od –14,2‰ do
–25,5‰, œrednio –22,8‰). Cechy izotopowe materii orga-nicznej dolnej czêœci serii poznañskiej s¹ w³aœciwe roœlinno-œci fotosyntetyzuj¹cej typu C3 pochodzenia l¹dowego, górnej zaœ s¹ typu mieszanego i odpowiadaj¹: roœlinnoœci C3 z okresow¹ dostaw¹ albo roœlinnoœci C4, albo materii pochodzenia morskiego.
Zmiana rodzaju materii organicznej w badanym profilu oraz cechy badanych utworów zgodnie implikuj¹ zmianê charakteru depozycji w wyniku przebudowy basenu i/lub zmiany klimatycznej, która mo¿e sygnalizowaæ schy³ek miocenu i pocz¹tek pliocenu.
Badania wykonano w ramach dzia³alnoœci statutowej PIG ze œrodków finansowych Komitetu Badañ Naukowych, projekt nr 6.22.9701.00.0. Dziêkujê dr Jackowi Kasiñskiemu za uprzejme udostêpnienie wyników analiz geochemicznych oraz recenzen-tom za pomocne uwagi.
Literatura
ARTHUR M.A., DEAN W.E. & CLAYPOOL G.E.1985 — Anomalous
13
C enrichment in modern marine organic carbon. Nature, 315: 216–218.
BARANIECKA M.D.1979 — Osady plioceñskie Mazowsza jako pod³o¿e czwartorzêdu. Biul. Geol. Uniw. Warszawskiego, 23: 23–36. BARANIECKA M.D.1995 — O pozycji stratygraficznej i³ów pstrych w pod³o¿u czwartorzêdu na Mazowszu. Prz. Geol., 37: 576–580. BARANIECKA .D., CIEœLIÑSKI S, CIUK E., D¹BROWSKI A., D¹DROWSKA Z., PIWOCKI M. & WERNER Z. 1980 — Budowa geologiczna rejonu be³chatowskiego. Prz. Geol., 28: 381–391.
BENNER R., FOGEL M.L., SPRAGUE E.K. & HODSON R.E. 1987 — Depletion of13C in lignin and its implications for stable carbon iso-tope studies. Nature, 329: 708–710.
BOCHERENS H., FRIIS E.M., MARIOTTI A. & PEDERSEN K.R. 1994 — Carbon isotopic abundances in Mesozoic and Cenozoic fossil plants: Palaeoecological implication. Lethaia, 26: 347–258.
CALVERT S.E. & KARLIN R.E. 1998 — Organic carbon accumula-tion in the Holocene sapropel of the Black Sea. Geology, 26: 107–110. CANFIELDD.E. 1989 — Reactive iron in sediments. Geoch. Cosmoch. Acta, 53: 619–632.
CERLING T.E., WANG Y. & QUADE J. 1993 —Expansion of C4 eco-systems as an indicator of global ecological change in the late Mioce-ne. Nature, 361: 344–345.
CERLING T.E., HARRIS, J.M., MACFADDEN B.J., LEAKEY M.G., QUADE J., ELSENMANN V. & EHLERINGER J.R. 1997 — Global vegetation change through the Miocene/Pliocene boundary. Nature, 389: 153–158.
CZAPOWSKI G. & KASIÑSKI J.2002 — Facje i warunki depozycji utworów formacji poznañskiej. Prz. Geol., 50: 265–266.
DEAN W.E., ARTHUR M.A. & CLAYPOOLG.E. 1986 — Depletion of
13
C in Cretaceous marine organic matter: source, diagenetic, or envi-ronmental signal? Mar. Geol., 70: 119–157.
DEINESP. 1980 — The isotopic composition of reduced organic carbon. [In:] P. Fritz & J.C. Fontes (eds.), Handbook of environmental isotope geochemistry. Vol. 1. The terrestrial environment. Amsterdam, Elsevier: 329–406.
DEMAISON G.J. & MOOREG.T. 1980 — Anoxic environments and oil source bed genesis. Org. Geochem., 2: 9–31.
DERSCH M., STAX R. & STEINR. 1991 — Late Cenozoic fluctuations in organic carbon and siliciclastic sediment fractions in the Japan Sea (ODP–Site 798) and their paleoenvironmental significance. Zbl. Geol. Paleont., 12: 2935–2951.
DOMINGUEZ J.M.L. & WANLESS H.R. 1991 —– Facies architecture of a falling sea-level strandplain, Doce River coast, Brazil. Spec. Publ. Int. Ass. Sediment., 14: 259–281.
DYJOR S.1970 — Seria poznañska w Polsce zachodniej. Kwart. Geol., 14: 819–835.
FIELDING C.D. 1985 — Coal depositional models and the distinction between alluvial and delta plain environments. Sedim. Geol., 42: 41–48.
G¹SIEWICZA. 2002 — G³ówne cechy geochemiczne utworów formacji poznañskiej: aspekty œrodowiskowe i stratygraficzne. Prz. Geol., 50: 264.
GIELM.D. 1971 — Wstêpne informacje o mikrofaunie warstw poznañskich rejonu Olsztyna. Prz. Geol., 19: 304–305.
GIEL M.D.1975 — Wystêpowanie otwornic ciep³olubnych w pale-oceñskich osadach rejonu Kisielic. Prz. Geol., 23: 603–610. GIELM.D. 1979a — Obserwacje mikropaleontologiczne utworów górnomioceñskich i plioceñskich z rejonu Ostrzeszowa i Kêpna. Kwart. Geol., 23: 663–668.
GIELM.D. 1979b — Obserwacje mikropaleontologiczne osadów mio-cenu górnego i pliomio-cenu w rejonie Wysokiej. Prz. Geol., 27: 282–284. GRIFFITHS S.J., STREET-PERROTT F.A., HOLMES J.A, LENG M.J. & TZEDAKIS C. 2002 — Chemical composition of modern water bodies in the Lake Kopais Basin, central Greece: analogues for the interpretation of the lacustrine sedimentary sequence. Sedim. Geol., 148: 79–103.
HEIMHOFER U., HOCHULI P.A., BURLA S., ANDERSEN N. & WEISSERT H. 2003 — Terrestrial carbon-isotope records from coastal deposits (Algarve, Portugal): A tool for chemostratigraphic correlation on an intrabasinal and global scale. Terra Nova, 15: 8–13.
HOEFS J.1997 — Stable Isotope Geochemistry. Springer, Berlin. JÊDRYSEK M.O., SKRZYPEK G., HA³AS S., KRAL T., PAZDUR A., WADA E., TAKAI Y., VIJARNSORN P., DOROSZKO B., KA³U¿NY A., WEBER-WELLER A. & WÓJCIK A. 1999 — Seawater/freshwater records in stable isotope composition of sediments: Marine muds from Baltic’s Gotland Deep and mangrove peat profile from Thailand. Quater. Stud. Poland, Spec. Iss., 127–133.
JÊDRYSEK M.O., SKRZYPEK G., WADA E., DOROSZKO B., KRAL T., PAZDUR A., VIJARNSORN P. & TAKAI Y. 1995 — Anali-za ä13
C i ä34
S w profilach torfowych a zmiany globalne. Prz. Geol., 43: 1004–1010.
KASIÑSKI J. & CZAPOWSKI G. 2002 — Profil utworów formacji poznañskiej w œrodkowej czêœci Ni¿u Polskiego. Prz. Geol., 50: 256–257.
KASIÑSKI J. R., CZAPOWSKI G. & G¹SIEWICZA. 2002 —
Marine-influenced and continental settings of the Poznañ Clay Forma-tion (Upper Neogene, Central and SW Poland). Northern European Cenozoic Stratigraphy; Proc. 8thBiann. Meet. RCNNS/RCNPS, 163–184. Flintbek.
KRAJEWSKA K. 2001— Miocene leaf flora from Nysa (SW Poland). Pr. Muz. Ziemi, 46: 129–144.
KRÓL E. 2002 — Wstêpna ocena przydatnoœci l¹dowych osadów formacji poznañskiej (ze œrodkowej Polski i z rejonu przedsudeckiego) do badañ magnetostratygraficznych. Prz. Geol., 50: 263–264. LATTORE C., QUADE J. & MCINTOSHW.C. 1997 — The expansion of C4 grasses and global change in the Late Miocene: stable isotope evidence from the Americas. Earth Planet. Sc. Lett., 146: 83–96. £UCZKOWSKA E. & DYJOR S. 1971— Mikrofauna utworów trze-ciorzêdowych serii poznañskiej Dolnego Œl¹ska. Ann. Soc. Geol. Pol., 41: 337–358.
MEYERSP.A. 1994 — Preservation of elemental and isotopic source identification of sedimentary organic matter. Chem. Geol., 144: 289–302.
MEYERS P.A. 1997— Organic geochemical proxies of paleoceanogra-phic, paleolimnologic, and paleoclimatic processes. Org. Geochem., 27: 213–250.
PARUCH-KULCZYCKA J. & GIEL M.D. 2002 — Mikroskamienia³oœci w utworach formacji poznañskiej na Ni¿u Polskim. Prz. Geol., 50: 259–260.
PIWOCKI M. 1992— Zasiêg i korelacja g³ównych grup trze-ciorzêdowych pok³adów wêgla brunatnego na platformowym obszarze Polski. Prz. Geol., 40: 281–286.
PIWOCKI M. 1998— An outline of the palaeogeographic and palaeoc-limatic developments. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 160: 8–12.
PIWOCKI M., BADURA J., BRAÑSKI P., CZAPOWSKI G., G¹SIE-WICZ A., GRABOWSKI J., KASIÑSKI J., KRAJEWSKA K., KRÓL E., PARUCH-KULCZYCKA J., PRZYBYLSKI B. & S³ODKOWSKA B. 2001— Analiza paleogeograficzno-facjalna formacji poznañskiej w aspekcie surowcowym. CAG Pañstw. Inst. Geol.
PIWOCKI M. & ZIEMBIÑSKA-TWORZYD³O M. 1997— Neogene of the Polish Lowlands — lithostratigraphy and pollen-spore zones. Geol. Quart., 41: 21–40.
QUADE J., CARTER J.M.L., OJHA T.P., ADAM J. & HARRISONT.M. 1995 — Late Miocene environmental change in Nepal and the northern Indian subcontinent: Stable isotopic evidence from paleosols. Geol. Soc. Am. Bull., 107: 1381–1397.
QUADE J., SOLOUNIAS N. & CERLINGT.E. 1994 — Stable isotopic evidence from paleosol carbonates and fossil teeth in Greece for the forest or woodlands over the past 11 Ma. Palaeogeogr., Palaeoclima-tol., Palaeoecol., 108: 41–53.
RÓ¿YCKI S.Z. 1972 — Plejstocen Polski Œrodkowej na tle przesz³oœci w górnym trzeciorzêdzie. Pañstw. Wyd. Nauk.
SCHIDLOWSKI M., MATZIGKEIT U., MOOK W.G. & KRUMBEIN W.E. 1985— Carbon isotope geochemistry and14
C ages of microbial mats from the Gavish Sabkha and the Solar Lake. [In:] G.M. Friedman & W.E. Krumbein (eds.), Hypersaline Ecosystems. Ecological Studies, 53: 381–401.
S£ODKOWSKA B. 2002 — Palinostratygrafia utworów formacji poznañskiej w œrodkowej czêœci Ni¿u Polskiego. Prz. Geol., 50: 261–262.
STEIN R. 1991 — Accumulation of organic carbon in marine sedi-ments. Lectures Notes in Earth Sc., 34. Springer, Berlin.
STERN L.A., CHAMBERLAIN C.P., REYNOLDS R.C. & JOHNSON G.D. 1997 — Oxygen isotope evidence of climatic change from pedo-genic clay minerals in the Himalayan molasse. Geochim. Cosmochim. Acta, 61: 731–744.
WAGNER M. 1982— Zmiennoœæ litologiczno-petrograficzna i warunki sedymentacji utworów najm³odszego trzeciorzêdu w zapadlisku œrod-kowej Odry. Geol. Sud., 17: 57–101.
WA¿YÑSKA 1988— Palynology and palaeogeography of the Neogene in the Polish Lowlands. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 160: 1–45.
ZIEMBIÑSKA-TWORZYD³OM. 1974 —Palynological characteristics of the Neogene of Western Poland. Acta Palaeont. Pol., 19: 309–432.
