Kenozoiczne s³odkowodne osady wêglanowe w Karpatach Centralnych
— przegl¹d wybranych zagadnieñ
Micha³ Gradziñski*
S³odkowodne osady wêglanowemaj¹ istotne znaczenie w rekonstrukcji paleoœrodowiska, pomimo i¿ s¹ zdecydo-wanie mniej powszechne w seriach skal-nych ni¿ morskie osady wêglanowe i cechuj¹ siê zazwyczaj bardzo ograniczo-nym zasiêgiem lateralograniczo-nym. Wystêpowa-nie horyzontów s³odkowodnych osadów w seriach morskich jest dowodem istnie-nia epizodów emersji. Natomiast w sekwencjach osadów kontynentalnych s³odkowodne osady wêglanowe s¹ czu³ym noœnikiem wielu informacji dotycz¹cych paleoklimatu, paleorzeŸby, typu szaty roœlin-nej czy aktywnoœci tektoniczroœlin-nej.
Karpaty Centralne s¹ zbudowane w znacznej mierze z mezozoicznych ska³ wêglanowych. Implikuje to mo¿liwoœæ ist-nienia na tym obszarze m³odszych ska³ wêglanowych genetycznie zwi¹zanych przede wszystkim z kenozoicznymi procesa-mi krasowienia mezozoicznego pod³o¿a. Osady takie s¹ obiektem ró¿norakich badañ od pocz¹tku XX w. By³y one tak¿e przed-miotem zainteresowañ badawczych Profeso-ra Zbigniewa Kotañskiego. Niejako na marginesie swoich studiów nad budow¹ geo-logiczn¹ Tatr, genez¹ i stratygrafi¹ mezozo-icznych, g³ównie triasowych, ska³ wêgla-nowych, zwróci³ on uwagê na znaczenie ró¿-norodnych plejstoceñskich i holoceñskich osadów wêglanowych (Kotañski, 1954, 1958, 1971).
Tematem tego tekstu s¹ wybrane zagad-nienia dotycz¹ce sedymentacji, wieku i zna-czenia s³odkowodnych osadów
wêglano-wych w rekonstrukcji kenozoicznego rozwoju Karpat Cen-tralnych. Artyku³ nie wyczerpuje tego, jak¿e szerokiego, zagadnienia, ma na celu jedynie zwrócenie uwagi czytelni-ków na pewne, wskazane przez autora, aspekty.
Eoceñskie s³odkowodne mikrobiality
Zdeformowane tektonicznie mezozoiczne ska³y Karpat Centralnych s¹ na znacznym obszarze przykryte osadami paleogenu wewn¹trzkarpackiego. W rejonie podtatrzañ-skim najni¿sz¹ czêœæ tych osadów stanowi tzw. eocen numulitowy, zalegaj¹cy niezgodnie na starszym pod³o¿u. Jego doln¹ czêœæ tworz¹ zlepieñce, których mi¹¿szoœæ waha siê od zera do ponad 100 m. Uwa¿a siê, ¿e osady te by³y deponowane w warunkach litoralnych (np. Ronie-wicz, 1969; G³azek i in., 1998). Dr¹¿enia ska³otoczy stwierdzone w otoczakach, z których s¹ zbudowane
zlepieñ-ce, dokumentuj¹ morskie pochodzenie najwy¿szej czêœci omawianych zlepieñców (Roniewicz, 1970).
W dolinie Suchej Wody, wprost na ska³ach jury pokry-tej regolitem, zalega s³abo wysortowany zlepieniec o œred-nicy otoczaków dochodz¹cej do kilkudziesiêciu centymetrów. W obrêbie zlepieñca wystêpuj¹ mikrobiality — stromatolity i onkoidy (ryc. 1; Roniewicz, 1969; Gra-dziñski i in., 2006). Mikrobiality te tworz¹ nieci¹g³e pow³oki na izolowanych blokach i otoczakach lub ³¹cz¹ siê ze sob¹ formuj¹c pokrywy o ponad metrowej rozci¹g³oœci, których mi¹¿szoœæ siêga 30 cm. W obrêbie poszczególnych pokryw s¹ inkorporowane onkoidy o œrednicy do 10 cm. Struktury wewnêtrzne mikrobialitów rozpoznane przez
Gradziñskiego i in. (2006) wskazuj¹, ¿e osady te powsta-wa³y w œrodowisku strumieni i reprezentuj¹ kopalne mar-twice wapienne (fluviatile tufa sensu Pedley, 1992). S³odkowodn¹ genezê mikrobialitów dodatkowo potwier-dza znaczna zawartoœæ lekkiego izotopu tlenu w tych osa-dach, a przede wszystkim wêgla, obecnoœæ zaœ struktur microcodium dowodzi nawet okresowych wynurzeñ (Gra-dziñski i in., 2006).
Wystêpowanie s³odkowodnych martwicowych mikro-bialitów w obrêbie sp¹gowych czêœci zlepieñców eoceñ-skich œwiadczy, ¿e przynajmniej ta czêœæ omawianych zle-pieñców by³a deponowana na l¹dzie. Istnienie skalcyfiko-wanych struktur mikrobialnych dowodzi, ¿e p³yn¹ce wody charakteryzowa³y siê wysok¹ alkalicznoœci¹ wêglanow¹ i zapewne przynajmniej czêœciowo pochodzi³y z systemów cyrkulacji krasowej (por. G³azek, 2004). Wystêpowanie struktur mikrobialnych w formie horyzontów, które powstawa³y w œrodowisku o zdecydowanie ni¿szej energii ni¿ podœcielaj¹ce i nadœcielaj¹ce je zlepieñce, jest zapewne efektem okresowego spadku si³y transportowej rzek lub strumieni b¹dŸ lateralnej migracji ich koryt (Gradziñski i in., 2006).
951 Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 11, 2007
*Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloñski, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; gradzinm@ing.uj.edu.pl
Przedholoceñskie trawertyny
W œródgórskich kotlinach Spisza i Liptowa, w których pod³o¿u znajduj¹ siê osady paleogenu wewn¹trzkarpackie-go, wystêpuj¹ ró¿nych kszta³tów rozleg³e nagromadzenia trawertynów. Zazwyczaj przybieraj¹ one formê kopu³ lub tarasów, które osi¹gaj¹ do kilkudziesiêciu metrów wysoko-œci i kilkuset metrów rozci¹g³owysoko-œci (ryc. 2). Najbardziej zna-na kopu³a trawertynowa zzna-najduj¹ca siê w pobli¿u wsi Ganovce ko³o Popradu zosta³a dok³adnie zbadana ze wzglêdu na znalezienie w trawertynach koœci, w tym cza-szki, cz³owieka neandertalskiego (Loek, 1964; Vlèek, 1995 i literatura tam cytowana). Kopu³a ta powsta³a w cza-sie ostatniego interglacja³u, natomiast wiek innych trawer-tynów Spisza i Liptowa nie jest do koñca sprecyzowany. Czêœæ jest uwa¿ana za plioceñskie, a inne za interglacjalne (np. Loek, 1964). Rozmieszczenie trawertynów Spisza i Liptowa wyraŸnie nawi¹zuje do uskoków tn¹cych paleo-geñskie pod³o¿e. Uskoki te stanowi³y drogê ascenzyjnej migracji wód zasilaj¹cych wzrastaj¹ce trawertyny z mezo-zoicznego pod³o¿a poprzez s³abo przepuszczalne osady paleogeñskie.
Z uwagi na niewystarczaj¹ce rozpoznanie zarówno cech facjalnych, jak i chronologii wzrostu tych trawerty-nów nie jest jasne, czy g³ównym czynnikiem ich powstania by³y sprzyjaj¹ce warunki klimatyczne, czy te¿ wiêksza poda¿ wody, która z kolei mog³oby siê wi¹zaæ z epizodami wzmo¿onej aktywnoœci tektonicznej tego obszaru. Te zagadnienia s¹ przedmiotem obecnie realizowanego pro-jektu badawczego finansowanego przez Ministerstwo Nauki i Szkolnictwa Wy¿szego. Wstêpne wyniki dowodz¹, ¿e przynajmniej czêœæ trawertynów jest proksymalna, deponowana w pobli¿u Ÿróde³ silnie zmineralizowanych wód (ryc. 3).
Plejstoceñskie i holoceñskie brekcje piargowe W Karpatach Centralnych wystêpuj¹ specyficzne utwory zbudowane z ostrokrawêdzistych klastów lokal-nych ska³ wêglanowych spojolokal-nych kalcytowymi cementa-mi. Na S³owacji zwane s¹ one brekcjami murañskimi — nazwa pochodzi od masywu Muránska planina po³o¿onego na po³udnie od Ni¿nych Tatr, gdzie takie brekcje masowo
wystêpuj¹. W polskich Tatrach, gdzie zosta³y stwierdzone w kilku niewielkich ods³oniê-ciach, s¹ nazywane brekcjami piargowymi lub zboczowymi. Jako pierwszy z Tatr utwory takie wzmiankowa³ Rabowski (1930) z Dolin Miêtusiej i Ma³ej £¹ki. Kotañski (1954, 1958, 1971) zlokalizowa³ i opisa³ kilka stanowisk brekcji piargowych, m.in. z dolnej czêœci Doli-ny Tomanowej, z rejonu prze³êczy Iwaniackiej i z okolicy Beskidu; o podobnych utworach z Doliny Lejowej informowa³ G³azek (1965), a z Doliny Miêtusiej Zawidzka (1967). Kolejne ods³oniêcie zosta³o opisane przez Gradziñ-skiego i in. (2001) z Doliny D³ugiej, gdzie w obrêbie brekcji stwierdzono skorupki œlima-ków (ryc. 4).
Powstanie brekcji piargowych jest zwi¹za-ne z cementacj¹ ostrokrawêdzistego materia³u klastycznego, zachodz¹c¹ w pobli¿u wysiê-ków wód nasyconych wêglanem wapnia. Zde-cydowana wiêkszoœæ tatrzañskich brekcji piargowych jest uznawana za osady holoceñskie na podsta-wie przestrzennego zwi¹zku ze wspó³czeœnie funkcjo-nuj¹cymi wysiêkami; czêœæ z nich rozwija siê do dzisiaj.
952
Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 11, 2007
Ryc. 3. Proksymalny trawertyn deponowany przez
zmineralizo-wane wody, Bešeòová, S³owacja
Ryc. 2. Œredniowieczny zamek Spiski Hrad posadowiony na kopule trawertyno -wej, S³owacja
Ryc. 4. Brekcja piargowa, widoczny jest fragment skorupki
Wnioski te zosta³y potwierdzone datowaniem radiowêglo-wym cementów spajaj¹cych brekcje z Doliny D³ugiej, któ-re wykaza³o, ¿e krystalizowa³y one w atlantyckiej fazie holocenu (Gradziñski i in., 2001).
Przedholoceñskie brekcje piargowe s¹ znane z Doliny Tomanowej. Kotañski (1958) wi¹za³ powstanie tych brek-cji z ostatnim interglacja³em, opieraj¹c siê na ich relacjach przestrzennych z morenami ostatniego zlodowacenia. Wniosek ten zosta³ ostatnio potwierdzony wynikami dato-wania cementów tych brekcji metod¹ Th/U (prof. J. G³azek — inf. ustna, 2007). Mo¿na wiêc s¹dziæ, ze epizody cemen-tacji brekcji s¹ zwi¹zane z ciep³ymi okresami klimatyczny-mi czwartorzêdu. Wniosek ten jest zgodny z wynikaklimatyczny-mi datowañ cementów z brekcji piargowych w Alpach Austriackich z rejonu Innsbrucku, które równie¿ wskazuj¹ na ich interglacjalny wiek (Spötl & Mangini, 2006).
Plejstoceñskie nacieki jaskiniowe
W jaskiniach Karpat Centralnych wystêpuj¹ nacieki jaskiniowe, a ich iloœæ jest wyraŸnie wiêksza w jaskiniach po³udniowej czêœci tego obszaru (ryc. 5). Prowadzone w ci¹gu ostatnich trzydziestu lat dato-wania radiometryczne pozwoli³y na okreœlenie wie-ku nacieków (G³azek, 1984; Hercman, 1991, 2000). Wyniki tych badañ wyraŸnie wskazuj¹, ¿e nacieki krystalizowa³y g³ównie w ciep³ych fazach klima-tycznych czwartorzêdu. Wykonane na podstawie otrzymanych wyników krzywe frekwencji wzrostu nacieków jaskiniowych i porównanie ich z analo-gicznymi krzywymi z innych rejonów Europy pozwoli³y na stwierdzenie, ¿e ci¹g³oœæ wzrostu nacieków ros³a w miarê przesuwania siê z pó³nocy
ku po³udniowi, co wskazuje na istnienie wyraŸnego gra-dientu klimatycznego (Hercman, 2000).
Wiêkszoœæ nacieków jaskiniowych wzrasta w strefie wadycznej, a wiêc powy¿ej zwierciad³a wód krasowych. Okreœlenie wieku takich nacieków w po³¹czeniu z ich po³o-¿eniem w stosunku do wspó³czesnego dna doliny pozwala wnioskowaæ o wieku rzeŸby danego obszaru, a szczególnie o tempie wcinania siê dolin. Badania takie wykaza³y, ¿e w Tatrach Dolina Bystrej nie zosta³a pog³êbiona od czasu ostatniego interglacja³u (Hercman, 1991), podobnie jak Do-lina Chocho³owska (Hercman i in., 1998). Równie¿ w Ni¿-nych Tatrach procesy morfogenetyczne przebiega³y wolniej, ni¿ poprzednio s¹dzono, na co wskazuje wiek nacieków z Demenowskiego Systemu Jaskiniowego (Demänovský jaskynný systém) (Hercman i in., 1997).
953 Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 11, 2007
Ryc. 5. Stalagmit, Demänovská jaskyòa slobody, Dolina Demenowska, Ni¿ne Tatry, S³owacja (wysokoœæ najwy¿szego stalagmitu —
ok. 0,5 m). Fot. R. Jach
Wspó³czesne trawertyny i martwice wapienne W obszarze Karpat Centralnych, zw³aszcza w jego s³owackiej czêœci, znane s¹ liczne, wspó³czeœnie wzra-staj¹ce trawertyny i martwice wapienne (ryc. 6). Prowa-dzone ostatnio badania wykaza³y, ¿e mikroorganizmy wyraŸnie wp³ywaj¹ na tempo krystalizacji osadu wêglano-wego. Przeprowadzone zosta³y eksperymentalne badania terenowe, które opiera³y siê na porównaniu tempa wzrostu osadu na p³ytkach miedzianych, toksycznych dla mikro-organizmów, i wapiennych. Ich wyniki wskazuj¹, ¿e tempo wzrostu osadu wêglanowego na p³ytkach wapiennych jest od 2 do ponad 10 razy szybsze ni¿ na p³ytkach miedzianych (Gradziñski, 2005). Obserwacje mikrostruktur dowodz¹, ¿e pewne organizmy, jak na przyk³ad ró¿nowiciowce Vau-cheria sp. czy zielenice Oocardium stratum, szybciej pod-legaj¹ zewn¹trzkomórkowej kalcyfikacji ni¿ inne wspó³-wystêpuj¹ce z nimi glony (ryc. 7; Gradziñski & Mroziñska, 2004).
Zdecydowanie mniejsze jest te¿ tempo wzrostu mart-wic wapiennych — osadów zasilanych wodami meteo-rycznymi od trawertynów — osadów zasilanych wodami g³êbszej cyrkulacji. Trawertyny mog¹ przyrastaæ w tempie do ponad 3 cm w ci¹gu roku, a masa osadu uformowanego na p³ytce wapiennej (4´8 cm) eksponowanej w ci¹gu jed-nego roku przekracza 400 g. Analiza sk³adu izotopowego wzrastaj¹cych trawertynów i zasilaj¹cych je roztworów wskazuje, ¿e osady te powstaj¹ w warunkach kinetycznego frakcjonowania izotopów trwa³ych wêgla i tlenu, a wiêc tego typu osady kopalne s¹ nieprzydatne do badañ paleo-klimatycznych opartych na zawartoœci tych izotopów (Duliñski i in., 2003).
Dla porównania: na takich samych p³ytkach wapien-nych w zbli¿onym czasie przyrasta zaledwie od nieco ponad 5 g do nieco ponad 11 g martwicy wapiennej. Szyb-szy przyrost wspó³czesnych martwic jest notowany w po³udniowej czêœci Karpat Centralnych, która ma ³agod-niejszy mikroklimat, zdecydowanie wol³agod-niejszy charakte-ryzuje czêœæ pó³nocn¹ cechuj¹c¹ siê bardziej surowym, górskim mikroklimatem (por. te¿ G³azek, 1965; Kotañski, 1971). Spostrze¿enia te s¹ spójne z przedstawionymi w tym artykule wnioskami dotycz¹cymi tempa wzrostu nacieków jaskiniowych.
Warto zaznaczyæ, ¿e za prekursora eksperymentalnych obserwacji wspó³czesnego wzrostu karpackich martwic
wapiennych nale¿y uznaæ Prof. Zbigniewa Kotañskiego, który pisa³: Moneta zostawiona na zboczu w ci¹gu kilku miesiêcy pokry³a siê pow³oka wapienn¹. W rezultacie pokrywa martwicowa tworzy jednolit¹ tward¹ skorupê wapienn¹ pokrywaj¹c¹ ska³y dolnego kampilu znajduj¹ce siê na miejscu (Kotañski, 1971, s. 237).
Literatura
DULIÑSKI M., GRADZIÑSKI M. & MOTYKA J. 2003 — Factors controlling deposition of modern travertines in the Luèky site - general remarks. [In:] 12th Bathurst Meeting, Abstracts, Durham: 31. G£AZEK J. 1965 — Wspó³czesne onkolity w potokach pó³nocnego Wietnamu i Tatr Polskich. Rocz. Pol. Tow. Geol., 35: 221–242. G£AZEK J. 1984 — Pierwsze datowania izotopowe nacieków z jaskiñ tatrzañskich i ich konsekwencje dla stratygrafii plejstocenu Tatr. Prz. Geol., 32: 39–43.
G£AZEK J. 2004 — Kras przedeoceñski w Tatrach. [In:] Kêdzierski M., Leszczyñski S. & Uchman A. (eds.) Geologia Tatr. Ponadregionalny kontekst sedymentologiczny. Polska Konferencja Sedymentologiczna, Polskie Towarzystwo Geologiczne, Kraków: 85.
G£AZEK J., PRZYBYCIN A. & SOCHACZEWSKI A. 1998 — Tufit wœród zlepieñców górnoeoceñskich Tatr i jego znaczenie stratygraficz-ne. Prz. Geol., 46: 622–630.
GRADZIÑSKI M. 2005 — Biological influence on growth of the modern travertines: results of field experiments carried out in Slovakia and Poland. [In:] 24th IAS Meeting of Sedimentology. Scenic Sedi-mentology, Muscat, 10–13 January 2005: 68.
GRADZIÑSKI M., JACH R., RIDING R. & UCHMAN A. 2006 — S³odkowodne stromatolity i konoidy w zlepieñcach eoceñskich Doliny Suchej Wody w Tatrach. [In:] Wysocka A. & Jasionowski M. (eds.) II Polska Konferencja Sedymentologiczna, POKOS2, Instytut Geologii Podstawowej UW, Warszawa: 123.
GRADZIÑSKI M., JACH R. & STWORZEWICZ E. 2001 — Origin of calcite-cemented Holocene slope breccias from the D³uga Valley (the Western Tatra Mountains). Ann. Soc. Geol. Pol., 71: 105–113. GRADZIÑSKI M. & MROZIÑSKA-BRODA T. 2004 — Role of
Vau-cheria (Xanthophyceae) in deposition of modern travertines: pilot
results. [In:] 23rd IAS Meeting of Sedimentology, Abstract Book, Coimbra: 135.
HERCMAN H. 1991 — Rekonstrukcja elementów œrodowiska geolo-gicznego Tatr Zachodnich na podstawie datowania izotopowego nacie-ków jaskiniowych. Zesz. Nauk. PŒl., 66, Geochron., 8: 1–139. HERCMAN H. 2000 — Reconstruction of paleoclimatic changes in Central Europe between 10 and 200 thousand years BP, based on analy-sis of growth frequency of speleothems. Stud. Quatern., 17: 35–70. HERCMAN H., BELLA P., G£AZEK J., GRADZIÑSKI M., LAURITZEN S.E. & LØVLIE R. 1997 — Uranium-series dating of speleothems from Demänova Ice Cave: A step to age estimation of the Demänova Cave System. Ann. Soc. Geol. Pol., 67: 439–450. HERCMAN H., NOWICKI T. & LAURITZEN S.E. 1998 — Rozwój systemu jaskiniowego Szczeliny Chocho³owskiej w œwietle wyników datowania nacieków metoda uranowo-torow¹. Stud. Geol. Pol., 113: 85–113.
KOTAÑSKI Z. 1954 — Próba genetycznej klasyfikacji brekcji na tle badañ wierchowego triasu Tatr. Rocz. Pol. Tow. Geol., 24: 63–116. KOTAÑSKI Z. 1958 — Preglacjalne i interglacjalne osady w Tatrach. Acta Geol. Pol., 8: 273–303.
KOTAÑSKI Z. 1971 — Przewodnik geologiczny po Tatrach. Wyd. Geol., Warszawa.
LOEK V. 1964 — Géneza a vek Spišských travertinù. Zborn. Východoslov. Múzea Košic., 5 A: 7–33.
PEDLEY H.M. 1992 — Classification and environmental model of cool freshater tufa. Sediment. Geol., 68: 143–154.
RABOWSKI F. 1930 — Dyluwialne martwice wapienne w Tatrach. Poœ. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 27: 45.
RONIEWICZ P. 1969 — Sedymentacja eocenu numulitowego. Acta Geol. Pol., 19: 503–608.
RONIEWICZ P. 1970 — Borings and burrows in the Eocene littoral deposits of the Tatra Mountains, Poland. [In:] Crimes T.P. & Harper J.C. (ed.) Trace fossils. Geol. Jour., Spec. Iss., 3: 439–446. SPÖTL Ch. & MANGINI A. 2006 — U/Th age constrains on the absence of ice in the central Inn Valley (eastern Alps, Austria) during Maine Isotope Stages 5c to 5a. Quatern. Res., 66: 167–175.
VLÈEK E. 1995 — Kamenny mozek — výlitek mozkovny neandertal-ce, Hradok v Gánovcích na Spiši. Vesmír, 74: 615–624.
ZAWIDZKA K. 1967 — Budowa geologiczna rejonu Prze³êczy Sywa-rowej w Tatrach Zachodnich. Acta Geol. Pol., 17: 623–651.
954
Przegl¹d Geologiczny, vol. 55, nr 11, 2007
Ryc. 7. Wspó³czesna inkrustacja kalcytowa na Oocardium
