Wll1X, AOilfO aKTll1BHblX All1CilOKal...\111H, a TaK>Ke pa3MeUJ,eH111e 11130Illl1Hll1H Ha KapTe yKa3blBal-OT Ha TO, 4TO B L\eHTpailbHOH 4acT111 6opo3Abl (npe>+<Ae scero s paiiloHe KpocHeB1111...\) HaXOAll1TCH cnn1-0UJ,eHHOCTb AHa MYilbAbl. 3Ta cnn1-0UJ,eH-HOCTb MO>KeT yKa3blBaTb Ha HaXO)ł(AeH111e B OCHOBaHll1111 L\exwTeiilHOBblX OTilO>KeH111iil >KeCTKoro, HeMHoro nOAHH-Toro 6noKa, orpaH1114eHHoro 6onbWll1Mll1, rny6111HHblMll1 A111CilOKal...\111HMll1. Ha1116onee noABll1HyTaH snepeA conesaH
TeKTOHll1Ka BblCTynaeT c 3anaAHOH CTOpOHbl ::noro 6no-Ka, 4TO CB111AeTeilbCTsyeT o HaXO>KAeHll1111 B 3TOM paiiloHe caMblX 6onbw111x nepB1114HblX MOUJ,HocTeiil coneill. He-CMoTpH Ha Tywyi-0UJ,ee AeiilcTs111e conE>iil, HaXO)ł(AeH111e na-neo6noKoB B OCHOBaHll1111 L\eXWTeiilHa OKa3blBano 60ilbWOe BI1111HH111e Ha XOA 111 3cpcpeKTbl TeKTOHll14eCK111X npol...\eCCOB npo111CXOAHUJ,111X B 6onee n03AHblX nep1110AaX.
WITDLD ZUCHIEWICZ Uniwersytet Jagielloński
GRANICA
NEOGEN-CZWARTORZĘDW
ŚWIETLE BADAŃPALEONTOLOGICZNYCH
W celu zdefiniowania dolnej granicy czwartorzędu przyjęto stosować cztery niezależne kryteria (9): antropo-logiczne (najstarsze ślady działalności człowieka), paleonto-logiczne (najstarsze gatunki fauny Equus-Leptobos-Elephas,
pierwsze pojawienie zimnolubnych mięczyków), mikro-paleontologiczne (pierwsze pojawienie zimnolubnych ga-tunków otwornic) oraz glacjologiczne (najstarsze zlodo-wacenia). Podstawowe znaczenie dla określenia granicy neogen - czwartorzęd mają badania paleontologiczne, w
połączeniu z wynikami datowań radiometrycznych i
magne-tostratygrafią.
Spąg utworów czwartorzędowych ustalił w południo
wych Włoszech M. Gignoux (23), u podstawy piętra ca-labrian. Określał tym mianem utwory młodsze od pliocenu,
charakteryzujące się pojawieniem małża Arctica ( Cyprina)
islandica. Międzynarodowy Kongres Geologiczny w
Lon-dynie (1948) za stratotyp granicy neogen - czwartorzęd uznał profil Le Castella w Kalabrii, a na następnym
kon-gresie (Algeria, 1952) przyjęto calabrian za najstarsze
piętro morskiego plejstocenu. Utwory tego piętra zalegają
niezgodnie lub transgresywnie na osadach górnoplioceń
skich (36). C. Emiliani i in. (21) wiązał początek
czwarto-rzędu z pierwszym pojawieniem otwornicy Hyalinea
(Ano-malica) balthica w Le Castella. Pogląd ten podtrzymuje
współcześnie K.V. Nikiforova (37), umieszczając granicę neogen-czwartorzęd w spągu warstwy turbidytowej,
za-wierającej faunę Hyalinea balthica i zimnolubne gatunki
małżoraczków.
W okresie późniejszym za stratotyp piętra calabrian uznano profil Santa Maria di Catanzaro (6, 12, 47). G. Rug-gieri ( 42) stwierdził występowanie Hyalinea balthica w utworach leżących poniżej spągu osadów odsłaniających się
w Santa Maria di Catanzaro. W związku z powyższym, wiąże on granicę neogen - czwartorzęd w obszarze śród
ziemnomorskim z pierwszym pojawieniem Arctica islandica.
LA Smith ( 48) wykazał, iż większa część profilu Le
Castella należy do piętra emilian, a jego część najwyższą powiązał z piętrem sicilian. Emilian skorelowano następnie
z morskim piętrem interglacjalnym aftonian, w Ameryce Północnej (9). Piętro sicilian odpowiada faunistycznemu
piętru cromerian w Europie północno-zachodniej (1, 14), którego spąg wiąże się z granicą epok paleomagnetycznych Brunhes-Matuyama, tj. 0,69 mln lat BP (50).
Wyniki najnowszych badań paleontologicznych
spra-wiły, iż Kongres INQUA (Birmingham, 1977) za strato-typ granicy neogen-czwartorzęd uznał profil Vrica,
po-UK D 551.782.23/.79 :550.86" - 02 OOO OOO" łożony 16 km na NE od Le Castella, a samą granicę określił
na 2 mln lat BP. Najstarsze piętro czwartorzędu na tym obszarze otrzymało nazwę santernian (43). Obejmuje ono 424 m miąższości osady ilaste i ilasto-piaszczyste, zawie-rające faunę Arctica islandica. Trzy poprzednio wydzie-lane piętra (calabrian, emilian i sicilian) połączono w „nad piętro" selinuntian.
J.D. Hays i W.A. Berggren (28) uważają, iż zjawiska wymierania lub pojawiania się określonych gatunków,
służące za podstawę wyznaczenia omawi:mej granicy,
wiąże się z epizodem magnetycznym Olduvai ( = Gilsa), tj. 1,8-1,95 mln lat BP, w obrębie epoki Matuyama. W.A. Berggren i in. (10) ustala dolną granicę czwartorzędu na 1,85 mln lat BP, wiążąc ją z pierwszym pojawieniem otwornicy Globorotalia truncatulinoides. Podobne stano-wisko zajmują W.B.F. Ryan i in. (44) i M.B. Cita (17). Wiek epizodu Olduvai, ustalony datowaniami metodą
K-Ar bazaltów i tufów „warstwy I'', ze szczątkami Homo
habilis w Wąwozie Olduvai (Afryka Wschodnia), określo
no na 1,6-1,9 lub 1,7-1,75 mln lat BP (32, 26). Ostatnio,
większość autorów przyjmuje datę 1, 79 - 1,81 mln lat BP (10, 25, 38, 45, 37, 15).
Jednym z kryteriów ustalenia granicy neogen -
czwarto-rzęd jest zjawisko wymierania gatunku Discoaster brouweri
(27, 28), wiążące.. się również z epizodem Olduvai.
Potwier-dzają to analizy profilów wierceń z równikowej części
Pacyfiku (29), Morza Filipińskiego ( 49) oraz w Le Castella (49, 9). W utworach piętra calabrian, w Le Castella za-znacza się ponadto masowy rozwój nannoplanktonu wa-piennego, zwłaszcza Gephyrocapsa carribeanica. Gephyro-capsa carribeanica i Discoaster brouweri pojawiają się w profilach wierceń głębokomorskich w przedziale wieko-wym 1,6-2 mln lat BP (2). W tym samym czasie (1,82 mln lat) zachodzi wymieranie Globigerinoides obliqua (9, 28).
Potwierdzają to obserwacje M.L. Colalongo (18) oraz L. Dondiego i I. Papettiego (20) z Apeninów i doliny Padu. Pierwsze pojawienie Gephyrocapsa spp. zaznacza się
50 m poniżej spągu calabrianu w Le Castella, ale okazy tego gatunku występują obficie dopiero w samym
ca-labrianie ( 49, 5). Poziom wymierania rodzaju Discoaster wiąże się ze schyłkiem epizodu Olduvai (38). Globorotalia truncatulinoides pojawia się po raz pierwszy nieco powyżej
(6) lub nieco poniżej (31) spągu piętra calabrian. W ujęciu
E. Martiniego (34) granica neogen - czwartorzęd wiąże się
z pierwszym pojawieniem Pseudoetniliania lacunosa, w po-ziomie NN 19. Również do tej granicy dowiązuje spąg
strefy otwornicowej N.22 - Globorotalia truncatulinoides truncatulinoides (12, 8). H.M. Bolli i I. Premoli-Silva (13) dolną granicę czwartorzędu odnoszą do pierwszego poja-wienia otwornicy Globorotalia crassoforrnis viola.
W utworach lądowego czwartorzędu północnych Włoch, w obrębie piętra villafranchian A Azzaroli (2, 3) wydzielił 6 stref faunistycznych: Triversa, Montopoli, Saint Vallier, Olivola, Tasso i Farneta, umieszczając granicę neogen -czwartorzęd pomiędzy strefami Montpoli i St. Vallier. Nie zgadza się to z radiometrycznymi datowaniami spągu morskiego plejstocenu.
Badania C. Emilianiego i in. (21) nad przebiegiem paleotemperatur w profilu Łe Castella wykazały ogólne
ochłodzenie na granicy neogen - czwartorzęd (spadek tem-peratury wód powierzchniowych od 23 - 25°C w późnym pliocenie do l 5°C w piętrze calabrian). F. Lona (33) wy-dzielił w obszarze śródziemnomorskim późnoplioceńską chłodną fazę klimatyczną arquatian. Badania paleobota-niczne jeziornych lignitów w Val d'Arno, w okolicach Bastardo, w rejonie Leffe (południowe Włochy) oraz w dolinie Rodanu wykazały obecność ciepłolubnej flory w dolnym Villafranchianie (52).
J.H. Beard i J.L. Lamb (7) sugerują, iż granica neogen-czwartorzęd w Zatoce Meksykańskiej wiąże się z pierw-szymi wskaźnikami ochłodzenia klimatu, czyli wymar-ciem ciepłolubnych gatunków Globoquadrina altispira i po-jawieniem się zimnolubnej Globorotalia inflata. Miało to
miejsce z początkiem epizodu magnetycznego. J(aena (2,8 mln lat BP), w epoce Gauss. Wymieniona data może jednocześnie stanowić początek piętra nebraskan w środo wisku morskim (7, 39). Jednakże większość dotychczaso-wych badań wskazuje, iż na granicy neogen - czwartorzęd nie zaznaczyła się istotna zmiana klimatu (29, 41, 9). Do-wodzą tego również studia nad rozwojem zlodowaceń.
Wzrost lodowców na półkuli południowej rozpoczął się około 4 mln lat temu. Zlodowacenie Patagonii datuje się na 3,5 mln lat (35), a zlodowacenie Andów - ponad 2 mln lat (35, 22). Na półkuli północnej zlodowacenie Sierra Nevada przypada w okresie 2,7-3,1 mln lat BP, zlodowa-cenie N ebraskan 1,5 mln, a zlodowazlodowa-cenie Islandii i Gren-landii - 3,2 mln lat (22). Najstarsze zlodowacenie alpej-skie - Bibe~, odpowiadające wiekowo holenderskiemu piętru praetiglian, określa się na 2,5 (9) lub 3 mln lat BP (50). R. Selli (47) datuje granicę neogen-czwartorzęd na 1,82 mln lat, określając zarazem początek „części glacjal-nej'' czwartorzędu na 0,82 mln lat BP.
Dla sprecyzowania granicy dolnego czwartorzędu, W.H. Zagwijn (54) proponuje stosowanie „teorii modelo-wej". W jej ujęciu, spąg czwartorzędu ma odpowiadać najwcześniejszej z serii granic pomiędzy glacjałami i inter-glacjałami, zdefiniowanymi metodami paleoklimatyczny-mi. W Europie północno-zachodniej początek czwarto-rzędu wiąże się ze spągiem piętra eburon w Holandii, weyburn crag, norwich crag oraz baventian w Wielkiej Brytanii oraz donau w Alpach (9, 15, 50, 54). Początek eburonu określa W.H. Zagwijn (54) na 1,6 mln lat BP.
W europejskiej części ZSRR, granica neogen -czwarto-rzęd odpowiada początkowi piętra odessan, wiązanego z
pierwszym pojawieniem ssaka Archidiskodon rneridionalis
oraz słodkowodnego mięczaka Unio apsheronicus. Według
podziału klimatostratygraficznego, granica ta wyznacza spąg piętra apsheronian (37). Na Syberii początek czwarto-rzędu przyjęto wiązać ze spągiem poziomu klimatostraty-graficznego Kotchkov, w obrębie piętra barnaulskiego (53), datowanego na 1,8 mln lat BP, a na Kamczatce - ze spą giem warstw Tusatuvaya, odpowiadających wulkaniczne-mu kompleksowi Tumrok (37).
596
W północnych Chinach granicę neogen - czwartorzęd odnosi się do spągu piętra faunistycznego nihowan, w wyższej części formacji WuchengHuangtu, na Tajwanie -do spągu formacji Tonkoshan, na Jawie - do wyższej części formacji Kalibeng, a w Indiach - do spągu poziomu Pinior w obrębie formacji Siwaliku (37).
Na Nowej Zelandii, początek czwartorzędu w ujęciu AG. Beu (11) przypada na spąg piętra nukumaruan, na-tomiast I. Devereaux i in. ( 19) umieszcza granicę w spągu piętra hautawan. Granica wyznaczona na podstawie da-nych paleontologiczda-nych mieści się w piętrze hautawan (30), natomiast dane paleoklimatyczne wskazują na późnoplio ceńskie piętro waipipian (2,5 mln lat BP). P. Vella (51) stawia ją pomiędzy piętrami mangapanian i nukumaruan, w obrębie serii Wanganui (1,7-1,95 mln lat), a D. Bukry (16) wiąże ją z piętrem pin tan ( 1,7 mln lat), gdzie po raz pierwszy pojawia się Coccolithus doronicoides. W Australii spąg morskiego czwartorzędu wyznacza kompleks Werri-koian (24).
W Ameryce Północnej za najstarsze piętro czwartorzędu uznano nebraskan, wydatowany radiometrycznie na pod-stawie badań tufów z rejonu Yellowstone na 1,5 mln lat BP (40). W Kalifornii, nebraskanowi odpowiada piętro whe-elerian ( 4). W Ameryce Południowej (Argentyna), granicę neogen - czwartorzęd wyznacza spąg kompleksu U quian
(37). '
Obecnie prowadzone są prace w ramach Projektu nr 41 IGCP, dotyczące korelacji utworów czwartorzędo wych w skali globalnej oraz precyzyjnego zdefiniowania profilu stratotypowego granicy neogen - czwartorzęd.
LITERATURA
1. Ambr oset t i P. - Cromerian fauna of the Rome area. Quaternaria 1967 nr 9.
2. A z z a r o 1 i A. - Villafranchian correlations based on large mammals. G. Geol. 1970 nr 35 (2). 3. A z z a r o 1 i A - The Villafranchian Stage in ltaly
and the Plio-Pleistocene boundary. II Symp. IGCP Work. Group "NJQ Boundary", Sci. Paper 1975, Bologna.
c. Ba n dy O. L. - The Plio-Pleistocene boundary, Europe and California and the paleomagnetic scale. Intern. Colloq. Problem "The Boundary between
Neogene and Quaternary", I (1) 1972, Moscow. 5. Ba n dy O. L., W i 1 co x o n J. A - The
Pliocene--Pleistocene boundary, Italy and California. Geol. Soc. Am. Bull. 1970 nr 81.
6. Bay 1 is s D. - The distribution of Hyalinea balthica and Globorotalia truricatulinoides in the type Calabrian. Lethaia, 1969 nr 2.
7. Be ar d J.H„ Lam b J. L. - The lower limit of the Pliocene and Pleistocene in the Caribbean and Gulf of Mexico. Trans. Gulf Coast Assoc. Gol. Soc. 1968 nr 18.
8. B e r g g r e n W. A - The Pliocene time-scale: calibration of planktonie foraminiferal zones and calcareous nannoplankt0n zones. Nature, 1973 nr 243. 9. Berg gren W. A, V a n Co u v er i n g J. A
-The Late Neogene. Elsevier Sci. Publ. Comp„ Amster-dam 1974.
10. Berg gren W. A i in. - Late Pliocene-Pleistocene stratigraphy in deep-sea cores from the south-central
North Atlantic. Nature 1967 nr 216.
11. B e u A G. - Index of macrofossils and New Zea-land Pliocene and lower Pleistocene time-stratigraphy. NZ Jour. Geol. Geoph. 1969 nr 12.
12. B 1 o w W. H. - Late Middle Eocene to Recent planktonie foraminiferal biostratigraphy [W:] P. Bron-nimann, H. H. Renz ( eds ), Proc. Intern. Conf. Planktonie Microfossils, lst. Leiden 1969.
13. Bo 11 i H. M., Pre mol i - Silva I. - Oligocene to Recent planktonie foraminifera and stratigraphy of the Leg 15 sites in the Carribean Sea [W:] N.T. Edgar, J. Saunders (eds), Initial Rep. DSDP, 15, US Gov.
Print. Office, Washington, D. C. 1973.
14. Bo n ad o n n a F. P. - Studi sul Pleistocene del Lazio, 5, Mem. Soc. Geol. ltal. 1968 nr 7 (2).
15. Bo we n D. Q. - Quaternary Geology. Pergamon Press, London 1978.
16. Buk r y D. - New Miocene to Holocene stages in the ocean basins based on calcareous nannoplankton zones [W:] T. Saito, L.H. Burckle (eds), Late Neogene Epoch Boundaries. Am. Mus. Nat. Hist., New York 1975
17. C i t a M. B. - The Miocene/Pliocene boundary: history and definition. Ibidem.
18. C o 1 a 1 o n g o M. L. - Cenozona a foraminiferi ed ostracodi nel Pliocene e basso Pleistocene della serie del Santerno e basso Pleistocene della serie del Santerno e dell'Appennino Romagnolo. G. Geol. 1968 nr 35 (3). 19. D e v e r e u x I. i in. - Pliocene and Early Pleistocene sea temperature fluctuations, Mangaopari stream, New Zealand. Earth Planet. Sci. Lett. 1970 nr 8.
20. Do n di L., Pap et t i I. - Biostratigraphical zones of Po Valley Pliocene. C.M.N.S. Proc. IV Sess., G. Geol. 1968 nr 35 (3).
21. E m i 1 i a n i C. i in. - Paleotemperature analysis of the Plio-Pleistocene section at le Castella, Calabria,
southem ltaly. Geol. Soc. Am. Bull. 1961 nr 72. 22. F r a k e s L. A. - Climates throughout geologie
time. Elsevier Sci. Publ. Comp., Amsterdam 1979.
23. Gig n o u x M. - Sur la classification du Pliocene et du Quaternaire de l'ltalie du Sud. C. R. Acad. Sci. Paris 1910 nr 150.
24. G i 11 E. D. - The Pliocene-Pleistocene boundary in Australia. Intern. Geol. Congr., 20th, Mexico, Sec. 7, 1961.
25. G 1 a s s B. i in. - Geomagnetic reversals and Plei-stocene chronology. Nature 1967 nr 216.
26. Gr om me C. S., Ha y R. L. - Geomagnetic po lari ty epochs: new data from Olduvai Gorge, Tanganyika. Earth Planet. Sci. Lett. 1967 nr 2. 27. Ha y W. W. i in. - Calcareous nannoplankton
zona-tion of the Cenozoic of the Gulf Coast and Caribbean--Antillean area and transoceanic correlation. Trans.
Gulf Coast Assoc. Geol. Soc. 1967 nr 17.
28. Hays J. D., B erg gren W. A. - Quaternary boundary and correlations [W:] B.M. Funnell, W.R. Riedel (eds), Micropaleontology of the oceans Cam-bridge Univ. Press, Cambridge 1971.
29. Hays J. D. i in. - Pliocene-Pleistocene sediments of the equatorial Pacific - their paleomagnetic, bio-stratigraphic and climatic record. Geol. Soc. Am. Bull. 1969 nr 80.
30. Ken nett
J.
P. i in. - Paleomagnetic chronology of, Pliocene-Early Pleistocene climates and the Plio--Pleistocene boundary in New Zealand. Science 1971 nr 171.31. L a m b J. L. - Planktonie foraminiferal datums and late Neogene epoch boundaries in the Mediterra-nean, Caribbean and Gulf of Mexico. Trans. Gulf
Coast Assoc. Geol. Soc. 1969 nr 19.
32. Le a key M. D. - Olduvai Gorge, 3. Cambridge Univ. Press, Cambridge 1971.
33. L o n a F. - Floristic and glaciologic sequence (from Donau to Mindel) in a complete diagram of the Leffe deposit. Geobot. Inst. Rubel (Ziirich), Ber. 1963
nr 34.
34. Mart i n i E. - Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation [W:] A. Farinacci ( ed), Proc. Planktonie Conf. 2nd, Rome 1971. 35. M e r c e r J. H. i in. - Glaciation in southem
Argen-tina before 3.6 m.y. ago and origin of the Patagonian gravels. Geol. Soc. Am. Ann. Meet., Abstr. 1972 nr 4 (7). )6. Mig 1 i or i n i C. - The Pliocene-Pleistocene
bound-ary in ltaly. Proc. Intern. Geol. Congr. 18th, London, 9, 1950.
37. N i ki for o va K. V. - The status of the boundary between the Pliocene and Quaternary. Proc. lst Intern. Congr. Pacific Neogene Stratigr. Tokyo 1977. 38. P h i 11 i p s J. D. i in. - Paleomagnetic stratigraphy
and micropaleontology of three deep-sea cores from the south-central North Atlantic. Earth Planet. Sci. Lett. 1968 nr 4 (2).
39. Po ag C. W. - Correlation of Early Quaternary events in the U.S. Gulf Coast. Quatern. Res. 1972 nr 2.
40. Richmond G. M. - A partial Quaternary chro
-nology from Yellowstone National Park. Rep. no. 2 "Quatern. Glac. North. Hemishpere", IGCP, Prague 1975.
41. Rud dim a n W. F. - Pleistocene sedimentation
in the equatorial Atlantic: stratigraphy and faunal paleoclimatology. Geol. Soc. Am. Bull. 1971 nr 82. 42. Ru g gier i G. - Calabriano e Siciliano nei
din-torni di Palermo. Riv. Min. Sicil. 1971 nr 22 (130-132). 43. Ru g gier i G„ Spr o vie r i R. - A revision of ltalian Pleistocene stratigraphy. Geol. Romana 1977
nr 16.
44. Ryan W. B. F. i in. - lnitial Reports of the DSDP Project, Leg 13. US Gov. Print. Office, Washington, D. C. 1973.
45. S a i to T., Bur ck 1 e L., Hays J. D. - Micro-paleontologic and paleomagpetic data on the Miocene/ /Pliocene boundary [W:] T. Saito, L. Burckle (eds), Late Neogene Epoch Boundaries. Am. Mus. Nat. Hist„ New York 1975.
46. Se 11 i R. - The Pliocene-Pleistocene boundary in Italian marine section and its relationships to con-tinental stratigraphies [W:] M. Sears (ed), Progress in
Oceanography, 4, Pergamon, Oxford 1967.
47. Se 11 i R. - Calabrian. G. Geol. 1971 nr 37 (2) 48. Smith L. A. - Pleistocene discoasters from the stratotype of the Calabrian Stage and the section at Le Castella, ltaly. Trans. Gulf Coast Assoc. Geol. Soc. 1969 nr 19.
49. Tak a yama T. - The Pliocene-Pleistocene bound-ary in the Lamont core V21-98 and at Le Castella, ltaly. J. Mar. Geol. 1970 nr 7 (2).
50. V a n M o n t fr a n s H. M. - Paleomagnetic dat-ing in the N orth Sea Basin. Earth · Planet. Sci. Lett.
1971 nr 11.
51. V e 11 a P. - The boundaries of the Pliocene in New Zealand [W:] T. Saito, L.H. Burckle (eds), Late
Neo-gene Epoch Boundaries. Am. Mus. Nat. Hist., New York 1975.
52. V en z o S. - New data on the Pliocene-Pleistocene boundary in northem ltaly [W:] R.B. Morrison, H.E. Wright jr. (eds), Means of Correlation of Quater-nary Successions. Proc. INQUA Congr., 7th, Prince-ton 1968.
53. V o 1 ko va V. S. - Climatic fluctuations and lands-capes of West Siberia in the Quaternary period based on palynological and geological data. Rep. no. 2 "Quatern. Glac. North. Hemisphere", IGCP, Prague 1979.
54. Z a g w i j n W. H. - A model theory for the Plio--Pleistocene boundary determination [W:] T. Saito, L. Burckle (eds), Late Neogene Epoch Boundaries.
Am. Mus. Nat. Hist„ New York 1975.
SUMMARY
The paper presents selected problems connected with delineation of the Neogene-Quaternary boundary with the use of paleontological methods. Major criteria used for
that purpose ar~ discussed. The boundary is now.adays drawn at the base of rocks of the Santernian Stage, cropp-ing out at Vrica, southem ltaly, and it is dated at about
2 m.y. BP.
PE31-0ME
B pa6oTe npeACTasneHo HeCKOflbKO npo611eM Kaca-l-Oll..\11XCH n0311LJ,1111 rpaHl1U,bl HeoreH-aHTponoreH. r11aBHblMl1 Kp11Tep11HMl1 pa3pewal-Oll..\11Ml1 ycTaHoBl1Tb Ha4ano aHTpo-noreHa 11 ero CTpaToT11n HBflHl-OTCH na11eoHT011or114ecK11e MeTOAbl. Hose~w11e 11cc11eA0BaH11H ycTaHas1111sa1-0T 3TY rpaH11u,y 2 MflH neT TOMY Ha3aA, B Ha4ane CaHTepHHHa, B 1-0)f(HO~ Vha111111.
TDMASZ Z'YOOROWICZ
Uniwersytet Warszawski
DOLOMITYZACJA W WAPIENIACH OKSFORDU OKOLIC BARCINA (KUJAWY)
W kamieniołomach położonych na południowo-zachod nim skrzydle nadwysadowej struktury Zalesia odsłaniają się wapienie i margle oksfordu środkowego i prawdopodobnie górnego. Najogólniej można tu wyróżnić trzy kompleksy litologiczne (od dołu profilu):
I - kompleks wapieni nie uławiconych; tworzą go wapienie (w dużej części gąbkowe) oraz sporadycznie cienkie, o niewielkiej rozciągłości wkładki zielonawego wapienia marglistego; w obrębie skał tego kompleksu rozwinięta jest miejscami silna dolomityzacja; w granicach odsłonięć miąższość kompleksu wynosi 40 m;
II - kompleks wapieni gruzłowych; tworzą go węgla nowe gruzły oddzielone od siebie wkładkami zielonawego wapienia marglistego i marglu, czasami kontakt między gruzłami stanowi powierzchnia stylolityzacji; miąższość tego kompleksu wynosi 60 m;
Ill - kompleks wapieni i margli zsylifikowanych;
zbudowany jest z nawzajem przeławicających się stalowo-szarych wapieni i niemal czarnych margli; w wapieniach obecne są liczne epigenetyczne krzemienie; miąższość kom-pleksu w granicach wychodni wynosi 40 m.
Wapienie wszystkich kompleksów są to, według łącznej klasyfikacji Folka i Dunhama, głównie mud-supported pel- i biomikryty. Z ogólnych rozważań facjalnych wynika, że analizowane skały przedstawiają osad otwartego morza.
Należy przy tym podkreślić brak śladów działalności prądów zawiesinowych, osuwisk podmorskich i innych cech mogących świadczyć o wpływie wznoszonego wysadu solnego na sedymentację w ówczesnym morzu.
Dolomity występujące na badanym obszarze w zasadzie zawsze uznawane były za produkt metasomatozy roztwo-rami pochodzącymi od wysadu solnego struktury Zalesia (8, 12, 14) i tylko przejściowo istniała hipoteza o okreso-wych podmorskich wylewach solanek magnezowo-pota-sowych postawiona przez J. Znoskę (fide 12). Celem ni-niejszej pracy jest zrewidowanie tych poglądów.
Artykuł ten jest częścią pracy magisterskiej wykonanej w Instytucie Geologii Podstawowej UW pod kierunkiem 598
553.242.3 :552.541 :571. 762.3 i ( 438.2 I 2Barcin) prof. dr hab. J. Kutka, któremu pragnę złożyć serdeczne podziękowania za cenne uwagi, a J. Głazkowi dziękuję za krytyczne przejrzenie rękopisu. Dziękuję również mgr J. Parafiniukowi za pomoc przy wykonaniu analizy spek-tralnej.
DOLOMITYZACJA
W największym i najintensywniejszym stopniu dolomi-tyzacja rozwinięta jest w obrębie skał kompleksu I, a zwłaszcza w jego spągowej części. Rzadko i mniejsze partie dolomitowe spotyka się w obrębie kompleksu II, a pojedyncze, rozproszone romboedry dolomitu i w kom-pleksie III. Ciała dolomitowe występują w formie soczew, kominów oraz rozległych stref złożonych z plamiście roz-mieszczonych, małych (centymetrowych) enklaw dolomitu w wapieniach. Szczególnie silne zdolomityzowanie wapieni, zalegających bezpośrednio nad iłowcami i mułowcami batonu (stwierdzone wierceniami) skłoniło J. Małeckiego ( 1 O) do wyróżnienia ławicy dolomitów gąbkowych.
Dolomityzacja w swoim rozwoju z reguły omijała szczątki organiczne, a zwłaszcza mumie gąbek i trachity liliowców - zjawisko powszechnie notowane (11). Ziarna dolomitowe są eu- i subhedralne. W partiach silnie zdolo-mityzowanych obecne są liczne wciski między rombo-edrami, co wskazuje na znaczną pierwotną porowatość skał dolomitowych.
Pojedyncze romboedry dolomitu występują zarówno w wapieniach, jak i we wkładkach marglistych. Niekiedy obecna jest przezroczysta otoczka na „chmurzystym"
od zanieczyszczeń jądrze kryształu, często też jądro to uległo późniejszemu wytrawieniu. Takie wykształcenie tłu maczy się lokalnym źródłem CaC03, dla powstającego
dolomitu (11). Zonalnych kryształów dolomitu nie obser-wuje się w silnie zdolomityzowanych partiach.
Skład chemiczny analizowanych kryształów dolomitu daleko odbiega od stechiometrycznego. Na podstawie wyników analizy rentgenowskiej stwierdza się, że dolomit
