Skamieniałości śladowe wczesnego i środkowego triasu domeny Fatricum w Tatrach i ich znaczenie paleośrodowiskowe

Skamienia³oœci œladowe wczesnego i œrodkowego triasu

domeny Fatricum w Tatrach i ich znaczenie paleoœrodowiskowe

Tomasz Rychliñski

, Alfred Uchman

Early and Middle Triassic trace fossils of the Fatricum domain in the Tatra Mountains and their palaeoenvironmental significance. Prz. Geol., 58: 1079–1086.

A b s t r a c t. Trace fossils of the Olenekian clastic deposits (Fatricum domain) in the Tatra Mts. include Rhizocorallium isp., Palaeophycus striatus, cf. Palaeophycus isp. and cf. Chondrites isp., while Planolites isp., Thalassinoides isp., Rhizocorallium isp. and Balanoglossites isp. occur in the Anisian carbonates. The Anisian trace fossil assemblage is less diverse and abun-dant than in the coeval carbonates of the Tatricum domain. Both, the Olenekian and Anisian trace fossils represent the impoverished Cruziana ichnofacies influenced by the increased sali-nity. Bioturbational structures are much less abundant than in the Anisian of the Tatricum. They are partly obliterated by diagenetic processes.

Keywords: ichnofauna, palaeoenvironment, Triassic, Fatricum, Tatra Mts.

Skamienia³oœci œladowe w osadach triasu domeny Fatricum, z wyj¹tkiem zesz³orocznego doniesienia konfe-rencyjnego autorów (Rychliñski & Uchman, 2009), nie by³y jak dot¹d opisywane, chocia¿ obecnoœæ tzw. wapieni robaczkowych (w³aœciwie: wapieni zbioturbowanych, por. Jaglarz & Rychliñski, 2010) by³a wczeœniej sygnalizowana nie tylko w jednostkach wierchowych (Tatricum, zob. Ko-tañski, 1955, 1959), ale te¿ w wielu profilach triasu reglo-wego (np. Soko³owski, 1959; Kotañski 1963). Strukturom typu robaczkowego przypisywano rozmait¹ genezê (Kotañ-ski, 1955), lecz z biegiem lat ukszta³towa³o siê przekona-nie, ¿e przynajmniej czêœæ z nich to struktury bioturbacyjne (Kasiñski i in., 1978), wœród których mo¿na rozpoznaæ oznaczalne ichnotaksony (por. Rychliñski & Jaglarz, 2009; Jaglarz & Uchman, 2010).

Celem niniejszego artyku³u jest przedstawienie ska-mienia³oœci œladowych z osadów olenku i anizyku jednost-ki Fatricum w Tatrach oraz ich znaczenia dla rekonstrukcji paleoœrodowiska.

T³o geologiczne

Tatry zbudowane s¹ z magmowych i metamorficznych ska³ waryscyjskiego trzonu krystalicznego i jego mezo-zoicznej pokrywy osadowej oraz nasuniêtych nañ jedno-stek p³aszczowinowych, z³o¿onych ze ska³ mezozoiku i lokalnie krystalicznych ska³ pod³o¿a (np. Kotañski, 1971; Wieczorek, 2000) (ryc. 1). Mezozoiczna pokrywa osadowa trzonu krystalicznego i jej allochtoniczne odpowiedniki facjalne stanowi¹ jednostkê wierchow¹ (Kotañski, 1961; Passendorfer, 1961). Ska³y krystaliczne i osadowe jedno-stki wierchowej s¹ czêœci¹ tektoniczno-facjalnej domeny Tatricum (Andrusov i in., 1973; Kotañski, 1979a, b). Na jednostkach wierchowych le¿¹ nasuniête p³aszczowiny reglowe. Ni¿sz¹ tektonicznie jest p³aszczowina kri¿niañ-ska (reglowa dolna), która stanowi fragment domeny Fatri-cum (Andrusov i in., 1973). Na niej le¿y p³aszczowina cho-czañska (reglowa górna), bêd¹ca czêœci¹ domeny Hro-nicum (op.cit.). Na jednostkach p³aszczowinowych spo-czywa niezgodnie pokrywa osadowa paleogenu wewn¹trz-karpackiego.

Jednostka Fatricum w triasie by³a czêœci¹ basenu Za-chodnich Karpat wewnêtrznych, który stanowi³ pó³nocno-zachodni¹ czêœæ Oceanu Tetydy. Basen Fatricum znajdo-wa³ siê w tym czasie miêdzy basenem Tatricum (s¹sia-duj¹cym bezpoœrednio z kontynentem paleoeuropejskim) – od pó³nocnego zachodu – a basenem Hronicum – od po-³udniowego wschodu (Michalík, 1993, 1994). Na obsza-rach tych w triasie gromadzi³a siê mi¹¿sza seria osadów klastyczno-wêglanowych, których sedymentacja by³a kon-trolowana g³ównie przez zmiany klimatyczne i eustatyczne (Feist-Burkhardt i in., 2008).

Osady indu i dolnego olenku w jednostce Fatricum to piaskowce kwarcytowe, a w wy¿szej czêœci – piaskowce prze³awicone mu³owcami. Nad nimi le¿y wêglanowo-kla-styczna seria wapieni i dolomitów komórkowych, nadœcie-lona przez osady wêglanowo-klastyczne warstw myo-foriowych (Kotañski, 1963), reprezentuj¹cych górny ole-nek. Wy¿ej zalega mi¹¿sza (do 500 m) seria wapieni i dolo-mitów triasu œrodkowego. Wymieniona sukcesja osadowa zapisuje zmiany œrodowiska sedymentacji – od l¹dowego (ind), przez marginalno-morskie (olenek), a¿ po anizyjskie i ladyñskie œrodowisko rampy wêglanowej (Rychliñski & Jaglarz, 2009).

Lokalizacja stanowisk

Obecnoœæ skamienia³oœci œladowych stwierdzono zale-dwie w kilku stanowiskach (ryc. 1). Ich lokalizacjê (wspó³-rzêdne GPS) i krótki opis przedstawia niniejszy rozdzia³.

¯leb Banie (E 19°56´10½; N 49°15´19½). Skamienia³o-œci œladowe znaleziono w œrodkowej czêSkamienia³o-œci ¯lebu Banie, na wschód od dolinki Wielka Rówieñ, w luŸnych blokach mu³owców prze³awiconych z piaskowcami, pochodz¹cych z utworów olenku ods³aniaj¹cych siê w tej czêœci ¿lebu.

Skoruœniak (E 19°53´54½; N 49°15´14½). Skamienia-³oœci œladowe wystêpuj¹ tu w ska³kach wapieni anizyku, powy¿ej niebieskiego szlaku turystycznego, na po³udniowo-zachodnim zboczu Skoruœniaka, w odleg³oœci ok. 800 m. od Przys³opu Miêtusiego.

T. Rychliñski A. Uchman

1

Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloñski, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; tomasz.rychlinski@uj.edu.pl, alfred. uchman@uj.edu.pl

£ysanki (E 19°54´54½; N 49°15´43½). Pod szczytem £ysanek ods³ania siê pakiet wapieni anizyku o mi¹¿szoœci ok. 30 m., z ³awic¹ brekcji dolomitycznych w stropie. £awicê ze skamienia³oœciami œladowymi znaleziono ok. 20 m. powy¿ej sp¹gu wapieni.

Wielki Kopieniec. Ichnoskamienia³oœci stwierdzono w ska³kach wapieni anizyku, w pó³nocnej czêœci szczytu (E 20°00´59½; N 49°16´18½), oraz w luŸnych blokach wa-pieni tego samego wieku, wzd³u¿ zielonego szlaku tury-stycznego, trawersuj¹cego pó³nocne zbocze Wielkiego Ko-pieñca (E 20°01´03½; N 49°16´25½).

Szalony Wierch (E 20°12´54½; N 49°13´59½). Skamie-nia³oœci œladowe znaleziono na po³udniowych zboczach Szalonego Wierchu w Tatrach Bielskich, pomiêdzy G³u-pim ¯lebem a Prze³êcz¹ pod Kop¹, w luŸnym bloku znaj-duj¹cym siê powy¿ej szlaku turystycznego biegn¹cego ze s³owackiej Jaworzyny Tatrzañskiej, ok. 180 m. nad sp¹giem osadów anizyku.

Skamienia³oœci œladowe triasu dolnego

Skamienia³oœci œladowe triasu dolnego wystêpuj¹ w piaszczysto-mu³owcowych osadach ¯lebu Banie, które na podstawie znalezionego w nich œlimaka Werfenella

retre-costata (Hauer) (ryc. 2) zaliczono do olenku (Rychliñski

i in., 2008). Osady te zawieraj¹ doœæ liczne, lecz Ÿle zacho-wane szcz¹tki flory. W niektórych ³awicach widoczne s¹ warstwowania poziome. Skamienia³oœci œladowe wystê-puj¹ tu w luŸnych blokach w sp¹gach ³awic. Rozpoznane zosta³y 4 ichnotaksony: Palaeophycus striatus,

?Palaeo-phycus isp., Rhizocorallium isp. i ?Chondrites isp.

Palaeophycus striatus Hall, 1852 (ryc. 3A) jest hyp-ichnialnym, tabularnym, pe³nym reliefem o œrednicy 15– 18 mm, obserwowanym na d³ugoœci 75 mm, z cienk¹ œcia-n¹ pokryt¹ pó³okr¹g³ymi, pod³u¿nymi grzbietami o szero-koœci ok. 1,5 mm. Grzbiety te miejscami siê ³¹cz¹. Z jednej strony relief zanurza siê w ³awicê, a z drugiej jest urwany i wychodzi pod ni¹. Palaeophycus Hall, 1847 jest interpreto-wany jako nora produkowana przez osado¿erców lub dra-pie¿niki z wielu grup taksonomicznych, wystêpuj¹cych w ró¿nych œrodowiskach morskich i kontynentalnych (Pem-berton & Frey, 1982; Keighley & Pickerill, 1995). Ryc. 1. Mapa tektoniczna Tatr (wg Bac-Moszaszwili i in., 1979, zmodyfikowana) wraz z lokalizacj¹ badanych stanowisk Fig. 1. Tectonic sketch-map of the Tatra Mts. (Bac-Moszaszwili et al., 1979, modified) with indicated the studied sites

1 cm

Ryc. 2. Œlimak Werfenella retrecostata (Hauer). Dolny olenek, ¯leb Banie

Fig. 2. Gastropod Werfenella retrecostata (Hauer). Lower Olenekian, ¯leb Banie site

?Palaeophycus isp. (ryc. 3B) to hypichnialna, tabular-na, prosta lub lekko krêta, prawie pozioma struktura o g³ad-kiej powierzchni i œrednicy 3 mm (forma mniejsza) lub 6 mm (forma wiêksza). Forma mniejsza widoczna jest na

d³ugo-œci 20–30 mm. Jest to pe³ny relief zanurzaj¹cy siê z jednej strony w powierzchniê ³awicy. Forma wiêksza to tak¿e pe³ny relief, widoczny na d³ugoœci 45 mm. Brak dowodów na obecnoœæ œciany nie pozwala na okreœlenie pewnej przy-nale¿noœci do Palaeophycus.

Rhizocorallium isp. (ryc. 3B) to hypichnialny pó³relief w postaci pó³okr¹g³ego, g³adkiego grzbietu o szerokoœci 11–15 mm, który tworzy paraboliczn¹ pêtlê o d³ugoœci maksymalnej 70 mm i szerokoœci 40 mm. Ramiona pêtli zanurzaj¹ siê w ³awicê, jedno bli¿ej skrêtu pêtli, drugie dalej. Grzbiet pêtli w rejonie zmiany kierunku jest podnie-siony. Charakterystyczna krzywizna grzbietu i kszta³t pêtli wskazuje, ¿e jest to wymyty i odlany pe³ny relief

Rhizo-corallium. Pêtla ta jest odlewem pochy³ego kana³u

marginal-nego, miêdzy którego ramionami znajdowa³y siê roztoki (spreite) przerobionego osadu.

Rhizocorallium Zenker, 1836 to struktura mieszkalno-¿erowiskowa produkowana przez zawiesino¿erców (w przy-padku krótkich, ukoœnych form retruzywnych) lub osado-¿erców, g³ównie skorupiaków (np. Fürsich, 1974; Schlirf, 2000), przede wszystkim w œrodowisku p³ytkomorskim (np. Farrow, 1966; Hakes 1976), aczkolwiek nieliczne wy-st¹pienia znane s¹ tak¿e ze œrodowisk g³êbokomorskich (Uchman, 1992) oraz l¹dowych (Fürsich & Mayr, 1981).

?Chondrites isp. (ryc. 3C) to hypichnialny, prosty, rozga³êziony grzbiet o szerokoœci 1 mm na ³awicy pia-skowca, na powierzchni wype³nienia pó³reliefu

Rhizoco-rallium. Z uwagi na fragmentaryczne zachowanie nie ma

ca³kowitej pewnoœci oznaczenia. Chondrites von Stern-berg, 1833 to struktura produkowana przez bli¿ej nieokreœ-lone bezkrêgowce, prawdopodobnie od¿ywiaj¹ce siê chemo-symbiotycznie (chemichnia sensu Bromley, 1996).

Skamienia³oœci œladowe triasu œrodkowego Opisane ni¿ej skamienia³oœci œladowe wystêpuj¹ w anizyjskich wapieniach typu Gutenstein na £ysankach oraz Wielkim Kopieñcu (ryc. 1). Wiek tych osadów okreœlony zosta³ na podstawie otwornic (Rychliñski i in., 2008) oraz krynoidów (NiedŸwiedzki & Salomon, 2006). Ponadto sta-nowiska skamienia³oœci œladowych stwierdzono w analo-gicznych wiekowo osadach w profilu Skoruœniaka i Sza-lonego Wierchu (ryc. 1).

Oznaczone ichnotaksony rozpoznano na powierzch-niach lub wyj¹tkowo w przekrojach ³awic wapieni. Naj-powszechniej wystêpuje Planolites isp., stwierdzony w profilach Skoruœniaka, Wielkiego Kopieñca oraz £ysanek (ryc. 4A–C). Mniej liczny jest Thalassinoides isp., wystêpu-j¹cy na Wielkim Kopieñcu (ryc. 4A). Na £ysankach i Wiel-kim Kopieñcu znaleziono dodatkowo Rhizocorallium isp. (ryc. 4D, F, 5A, B), na £ysankach (ryc. 5A–D, F) –

Balano-glossites isp., a ?BalanoBalano-glossites isp. w profilach Szalonego

Wierchu i Wielkiego Kopieñca (ryc. 4E, 5E, 6).

Planolites isp. (ryc. 4A–C) to endichnialna, tabularna penetracja bez œciany, o œrednicy 3–4 m, z wype³nieniem nieco ciemniejszym ni¿ otaczaj¹ca ska³a. Planolites Nicholson, 1973 to penetracja osado¿erców nale¿¹cych do wielu grup taksonomicznych, pospolita w ró¿nych œrodo-wiskach morskich i kontynentalnych (Pemberton & Frey, 1982; Keighley & Pickerill, 1995).

2 cm 1 cm

Ch

Pa

Rh

Pa

Ryc. 3. Zespó³ skamienia³oœci œladowych na sp¹gu ³awicy piaskowca w klastycznych osadach dolnego olenku ³uski Bañ; A – Palaeophycus striatus Hall, 1852 – okaz INGUJ 215P7; B – Rhizocoralium isp. (Rh) i ?Palaeophycus isp. (Pa) – okaz INGUJ 215P8; C – ?Chondrites isp. (Ch)

Fig. 3. Trace fossils assemblage on a sandstone bed sole from the Lower Olenekian siliciclastic deposits of the Banie thrust sheet section; A – Palaeophycus striatus Hall, 1852 – specimen INGUJ 215P7; B – Rhizocoralium isp. (Rh) and ?Palaeophycus isp. (Pa) – specimen INGUJ 215P8; C – ?Chondrites isp. (Ch)

5 cm 2 cm 2 cm 5 cm

Rh

Rh

Th

Pl

Ryc. 4. Skamienia³oœci œladowe w wapieniach anizyku na powierzchniach u³awicenia (A, D–F) i w pionowych przekrojach ³awic (B, C); A – Planolites isp. (Pl) i Thalassinoides isp. (Th) w kalcylutytach, Wielki Kopieniec, fotografia terenowa; B – zbioturbowane kalcylutyty z Planolites isp. Strza³kami zaznaczono pseudomorfozy po ewaporatach, Skoruœniak – okaz INGUJ 215P9; C – zbioturbowane kalkarenity z Planolites isp. W dolnej czêœci kalkarenit z trochitami liliowców. Strza³k¹ zaznaczono pseudomorfozê po ewaporatach, Skoruœniak – okaz INGUJ 215P10; D – Rhizocorallium isp. (Rh) z dobrze widocznym ³ukiem kana³u marginalnego, Wielki Kopieniec, fotografia terenowa; E – skrzemionkowane wype³nienia ?Balanoglossites isp., Szalony Wierch, fotografia terenowa; F – Rhizocorallium isp. z dobrze zachowanym kana³em marginalnym i roztokami (spreite), Wielki Kopieniec, fotografia terenowa

Fig. 4. Trace fossils in the Anisian limestones on bedding planes (A, D–F) and vertical section of the beds (B, C); A – Planolites isp. (Pl) and Thalassinoides isp. (Th) in calcilutites, Wielki Kopieniec site, field photograph; B – bioturbated calcilutites with Planolites isp. Note pseudo-morphs after evaporites (arrows), Skoruœniak site – specimen INGUJ 215P9; C – bioturbated calcarenites with Planolites isp. Crinoidal calcarenites at the base. Note a pseudomorphs after evaporites (arrow), Skoruœniak site – specimen INGUJ 215P10; D – Rhizocorallium isp. (Rh) with well visible arc of the marginal tunnel, Wielki Kopieniec site, field photograph; E – silicified fillings of ?Balanoglossites isp., Szalony Wierch, field photograph; F – Rhizocorallium isp. with well preserved marginal tunnel and spreiten, Wielki Kopieniec site, field photograph

®

Fig. 5. Trace fossils from the Anisian deposits of the firmground type; A, B – a calcilutite layer with Balanoglossites isp. (Ba) and a cross section of Rhizocorallium isp. of a younger generation (Rh2) and an older generation with preserved spreites (Rh1); B – calcilutite fillings (older generation) is indicated in uniform grey, while the calcarenites fillings (younger generation) is indicated by the stippled hachure with grey background; pe – feacal pellets, £ysanki site – specimen INGUJ 215P11; C – firmground (dashed line) with Balanoglossites isp. below, £ysanki site, field photograph; D – Balanoglossites isp. with dolomitized feacal pellets in a horizontal burrow branch; E – firmground (dash line) on a calcilutite layer (cl) with ?Balanoglossites isp., covered by calcarenites layer (cr), summit of Wielki Kopieniec mount, field photograph; F – Balanoglossites isp. in the £ysanki site, field photograph

Rh1 Ba Rh2 pe 10 cm 2 cm 3 cm 10 cm 10 cm 10 cm

_Ba

Ba

cl

cr

Ryc. 5. Skamienia³oœci œladowe w przekrojach pionowych z osadów anizyku typu spoistego dna; A, B – warstwa kalcylutytu z Balanoglossites isp. (Ba) i widocznym w przekroju Rhizocorallium isp. m³odszej generacji (Rh2) i starszej generacji z zachowanymi roztokami (Rh1); B – wype³nienia kalcylutytu (starsza generacja) zaznaczone kolorem jednolitym szarym, a wype³nienia kalkarenitu (m³odsza generacja) – kropkow¹ szrafur¹ z szarym podk³adem; pe – grudki fekalne, £ysanki – okaz INGUJ 215P11; C – spoiste dno (linia przerywana) z Balanoglossites isp. poni¿ej, £ysanki, fotografia terenowa; D – Balanoglossites isp. ze zdolomityzowanymi grudkami fekal-nymi w poziomym odga³êzieniu; E – spoiste dno (linia przerywana) z ?Balanoglossites isp., rozwiniête na warstwie kalcylutytu (cl) i przy-kryte warstw¹ kalkarenitu (cr), szczyt Wielkiego Kopieñca, fotografia terenowa; F – Balanoglossites isp., £ysanki, fotografia terenowa

Thalassinoides isp. (ryc. 4A) to rozga³êzione nory bez œciany, o szerokoœci 10–15 mm. Rozga³êzienia s¹ Y- i T-kszta³tne. Nory s¹ wype³nione osadem podobnym do ska³y otaczaj¹cej. Niektóre s³abiej zachowane okazy mog¹ byæ mylone z Balanoglossites i na odwrót. Thalassinoides Ehren-berg, 1944 jest struktur¹ mieszkalno-¿erowiskow¹, produ-kowan¹ przez skorupiaki, g³ównie raki dziesiêcionogie (Decapoda) (np. Frey i in., 1984); wystêpuje w wielu œro-dowiskach, typowo w ichnofacji Cruziana (Schlirf, 2000 i taksonomiczne problemy Thalassinoides tam¿e).

Rhizocorallium isp. (ryc. 4D, F, 5A, B) z profilu Wiel-kiego Kopieñca to jêzykowate, prawie poziome struktury o szerokoœci 32–45 mm i d³ugoœci 45–50 mm, z kana³em marginalnym o szerokoœci 6–7 mm, którego ramiona s¹ prawie równoleg³e. Pomiêdzy ramionami kana³u marginal-nego rozpiête s¹ ³uki roztok (spreite), zgodne z krzywizn¹ dystalnej czêœci struktury, wzd³u¿ których rozœcielone s¹ s³abo zachowane, wyd³u¿one grudki fekalne. W s³abiej zachowanych okazach widoczny jest tylko kana³ marginal-ny lub jego fragmenty (ryc. 4D). Na £ysankach

Rhizo-corallium widoczne jest jedynie w charakterystycznym

przekroju w kszta³cie hantli z wype³nieniem kalkarenito-wym lub w postaci roztok (spreite) w kalcylutycie (ryc. 5A, B). Informacje o interpretacji Rhizocorallium zamieszczo-no w poprzednim rozdziale.

Balanoglossites isp. (ryc. 5A–D, F) w profilu £ysanek to system rozga³êzionych, ró¿nie zorientowanych tabular-nych nor bez œciany, z elementami U-kszta³tnymi, wygiêty-mi lub prostywygiêty-mi, o œrednicy 5–19 mm. Charakterystyczna jest dla nich zmiennoœæ œrednicy na niewielkich odleg-³oœciach i obecnoœæ œlepych odga³êzieñ o œrednicach mniej-szych ni¿ g³ówny ci¹g nor. Nory wnikaj¹ w warstwê kalcy-lutytu na g³êbokoœæ 22 cm i s¹ wype³nione g³ównie kalka-renitem. Starsze (rzadkie) generacje nor, zidentyfikowane na podstawie kolejnoœci ich przecinania siê, lokalnie lub w ca³oœci wype³nione s¹ kalcylutytem (ryc. 5A, B). Czêœæ z nich zawiera grudki fekalne o elipsoidalnym zarysie i d³ugoœci ok. 0,7 mm (ryc. 5A–C). Prawdopodobnie s¹ one czêœci¹ syste-mu ¿erowiskowego, zasypanego przed dostaw¹ kalkarenitu.

W profilach Szalonego Wierchu i Wielkiego Kopieñca (ryc. 4E, 5E, 6) wystêpuj¹ systemy prostych lub lekko za-krzywionych, gêsto rozga³êzionych nor bez œciany, o du¿ej nieregularnoœci przebiegu i rozmiarów. Najwiêksze nory dochodz¹ do 15 mm œrednicy, a cieñsze rozga³êzienia maj¹ 4 mm. Nory znajduj¹ siê w kalcylutycie, a wype³nia je zdo-lomityzowany (Wielki Kopieniec; ryc. 5E, 6) lub zsylifiko-wany osad (Szalony Wierch; ryc. 4E). S¹ oznaczone jako ?Balanoglossites isp.

Balanoglossites Mägderfrau, 1932 by³ interpretowa-ny jako penetracje pó³strunowców jelitodyszinterpretowa-nych (Entero-pneusta) (KaŸmierczak & Pszczó³kowski, 1969), lecz

B

10 cm

D

Ryc. 6. ?Balanoglossites isp. (A–D) na powierzchniach ³awic wapieni anizyku na pó³nocnych stokach Wielkiego Kopieñca. Fotografie terenowe

Fig. 6. ?Balanoglossites isp. (A–D) on bedding planes of the Anisian limestones on the northern slopes of Wielki Kopieniec mount. Field photographs

Knaust (2008) wykluczy³ tê mo¿liwoœæ, argumentuj¹c, ¿e

Balanoglossites mo¿e byæ nie tylko penetracj¹, ale i

dr¹-¿eniem, podczas gdy jelitodyszne nie bioeroduj¹. Cytowa-ny autor interpretuje Balanoglossites jako penetracje lub dr¹¿enia robakopodobnych organizmów, przypuszczalnie wieloszczetów. Balanoglossites jest czêst¹ skamienia³o-œci¹ œladow¹ w wapieniu muszlowym.

Dyskusja

Rhizocorallium i Thalassinoides to ichnorodzaje

typo-we dla ichnofacji Cruziana (np. Ekdale i in., 1984).

Plano-lites i Palaeophycus to ichnotaksony wszêdobylskie,

wy-stêpuj¹ pospolicie np. w megafacji wapienia muszlowego razem z Rhizocorallium i Thalassinoides w ichnofacji

Cru-ziana (Knaust, 1998). Fakty te wskazuj¹ na wystêpowanie

ichnofacji Cruziana w omawianych osadach triasu jedno-stki kri¿niañskiej. Jest to raczej archetypowa odmiana tej ichnofacji, w odró¿nieniu od jej odmian proksymalnej (p³ytszej) i dystalnej (g³êbszej) (Pemberton i in., 2001). Ichnofacja Cruziana jest charakterystyczna dla strefy od-brze¿a (offshore) i dolnego przyod-brze¿a (lower shoreface; Brenchley & Harper, 1998; Pemberton i in., 2001) w wa-runkach otwartego szelfu. Na platformach wêglanowych o skomplikowanej morfologii, gdzie energia falowania by-wa wygaszana na licznych barierach i p³yciznach, g³êboko-œci typowe dla wymienionych stref mog¹ byæ mniejsze.

Drobne ziarno osadów klastycznych olenku z rzadkimi prze³awiceniami piaskowców wskazuje na œrodowisko górnego odbrze¿a (upper offshore). Nieliczne warstwy osadów grubiej ziarnistych, warstwowanych poziomo i bez warstwowañ przek¹tnych mog¹ byæ wynikiem niewielkie-go wzrostu energii œrodowiska zwi¹zaneniewielkie-go ze sp³yceniem – mo¿na je interpretowaæ jako osady dolnego przybrze¿a.

Uwagê zwraca bardzo s³abe zró¿nicowanie skamie-nia³oœci œladowych w badanych utworach anizyku, jeszcze s³absze ni¿ w triasie œrodkowym jednostek wierchowych (Jaglarz & Uchman, 2010). W wapieniu muszlowym Nie-miec zidentyfikowano 19 ichnorodzajów penetracji i 5 ichno-rodzajów dr¹¿eñ (Knaust, 2007). Takie zubo¿enie, podob-nie jak w jednostce wierchowej (Jaglarz & Uchman, 2010), powodowane jest stresem œrodowiskowym, zwi¹zanym ze zwiêkszonym zasoleniem, o którym œwiadcz¹ tak¿e pseudo-morfozy po ewaporatach w zbioturbowanych wapieniach w stanowisku Skoruœniak (ryc. 4B, C). Zubo¿enie ichno-asocjacji w osadach œrodowisk hipersalinarnych znane jest z jury Stanów Zjednoczonych (Gibert & Ekdale, 2002). Sugden (1963) zauwa¿y³ znaczn¹ redukcjê ró¿norodnoœci makrobentosu w wodzie o zasoleniu powy¿ej 59‰; powy-¿ej 79‰ zaledwie kilka taksonów jest zdolnych do prze¿y-cia. Œwiadectwa podwy¿szonego zasolenia w triasie œrod-kowym Fatricum s¹ powszechne w ladynie, w postaci pseudomorfoz po gipsie oraz anhydrycie (Rychliñski & Szulc, 2005; Jaglarz & Rychliñski, 2010). Utwory te nie zawieraj¹ skamienia³oœci œladowych, a wystêpowanie nie-licznych struktur bioturbacyjnych jest niepewne. Przy-puszczalnie zasolenie wód basenu Fatricum w ladynie przekracza³o wartoœci progowe dla infauny ryj¹cej w osa-dzie. W osadach anizyku równie¿ wystêpuj¹ pseudomorfo-zy po ewaporatach, choæ jest ich nieco mniej (Rychliñski, 2008). Ponadto wskaŸnikiem podwy¿szonego zasolenia wód zbiornika jest niewielka iloœæ fauny w tych osadach oraz brak fauny stenohalinowej (Ekdale, 1988; Fürsich, 1994).

Prawdopodobnie, podwy¿szone zasolenie powodowa-³o stratyfikacjê wód, a w konsekwencji obni¿enie zawarto-œci tlenu na dnie zbiornika, co poœrednio potwierdza rów-nie¿ ciemna barwa wapieni œrodkowego triasu. Mo¿na przy-puszczaæ, ¿e i ten czynnik zwiêksza³ stres œrodowiskowy, prowadz¹cy do dalszej redukcji ró¿norodnoœci bentosu. Lokalnie, np. w profilu Skoruœniaka, horyzonty zbioturbo-wane pojawiaj¹ siê powy¿ej warstw kalkarenitów, inter-pretowanych jako tempestyty, po których depozycji wa-runki tlenowe przy dnie ulega³y okresowemu polepszeniu. W takich przypadkach dochodzi³o do zasiedlania dna przez zespo³y „oportunistów”. Podobne przyk³ady znane s¹ z jury i kredy Ameryki Pó³nocnej (Pemberton i in., 1992; Gibert & Ekdale, 2002).

Struktury bioturbacyjne s¹ czêœciowo zmienione przez procesy diagenetyczne. W osadach anizyku czêœæ struktur uleg³a selektywnej dolomityzacji lub sylifikacji. Na £ysan-kach i Wielkim Kopieñcu pierwotne wype³nienia

Balano-glossites isp. uleg³y dolomityzacji, podczas gdy osad

ota-czaj¹cy pozosta³ niezmieniony (ryc. 5C–F, 6), a w profilu Szalonego Wierchu wype³nienia ?Balanoglossites isp. zo-sta³y zsylifikowane, a osady t³a nie (ryc. 4E). Powszechna jest tak¿e stylolityzacja (ryc. 4C), czêsta na granicy wype³nieñ nor. Procesy te, a tak¿e diagenetyczne przekszta³cenia kry-szta³ów w osadach wêglanowych, znacznie zatar³y wyrazi-stoœæ skamienia³oœci œladowych i struktur bioturbacyjnych.

Balanoglossites w wapieniu muszlowym Niemiec

wy-stêpuje pospolicie w ichnofacji Glossifungites, w twardych (hardgrond) i spoistych (firmground) dnach rozwiniêtych na kalcylutytach (Knaust, 1998, 2008), w asocjacji ze ska-mienia³oœciami œladowymi typowymi dla ichnofacji

Cru-ziana. Wystêpowanie tego ichnorodzaju nie zaprzecza, lecz

poœwiadcza obecnoœæ ichnofacji Cruziana oraz wskazuje na podwy¿szon¹ spoistoœæ osadu w zawieraj¹cej go war-stwie z profilu £ysanek. Wystêpowanie kalkarenitu w no-rach bez œcian i wyraŸnego zaklêœniêcia kompakcyjnego w

Balanoglossites potwierdza tak¹ interpretacjê. Brak

prze-jawów dr¹¿enia osadu i ostrej granicy nieci¹g³oœci w stro-pie przemawiaj¹ raczej za obecnoœci¹ dna spoistego ni¿ twardego, zwi¹zanego z krótk¹ przerw¹ w sedymentacji. Warstwa z Balanoglossites na £ysankach nie jest przykryta kalkarenitem, co wskazuje na transport ziaren o frakcji pia-skowej bez depozycji (bypassing), dla których nory stano-wi³y pu³apkê. Nie jest wykluczone, ¿e wype³nienie kalka-renitowe Balanoglossites to jedyny przejaw sedymentacji sztormowej, gdzie osad sztormowy nie zachowuje siê w postaci warstwy, lecz jedynie w wype³nieniach nor, analo-gicznie do tzw. tempestytów tabularnych (tubular

tempe-stites), znanych ze wspó³czesnych œrodowisk na Karaibach

(Wanless i in., 1987; Tedesco & Wanless, 1991). Tak¿e na szczycie Wielkiego Kopieñca poni¿ej warstwy kalkarenitu wystêpuje ?Balanoglossites isp., lecz sytuacja jest tu mniej czytelna ni¿ na £ysankach.

Z klastycznych osadów olenku Tatricum, Hronicum i Silicicum na S³owacji opisano skamienia³oœci œladowe ich-nofacji Skolithos, w tym Diplocraterion, które interpreto-wano jako osady strefy miêdzyp³ywowej i ni¿ejp³ywowej (Olšavský & Šimo, 2007; Šimo & Olšavský, 2007). Ubogi zespó³ ichnoskamienia³oœci w olenku Fatricum, ograniczo-ny dodatkowo jedynie do kilku ³awic, wskazywaæ mo¿e na zmienne warunki paleoekologiczne w zbiorniku, zwi¹zane ze stopniow¹ transgresj¹ (Olšavský & Šimo, 2007). Dowo-dzi to utrzymywania siê p³ytkiego, rozleg³ego morza na obszarze kilku jednostek tektoniczno-facjalnych. W takim morzu, w suchym klimacie, bardzo ³atwo o podwy¿szone

zasolenie. To samo dotyczy wapieni i dolomitów anizyku, w których wystêpuj¹ s³abo zró¿nicowane ichnozespo³y ichnofacji Cruziana, znane z wielu profili Karpat we-wnêtrznych (np. Šimo, 2005; Jaglarz & Uchman, 2010).

Podziêkowania

Autorzy sk³adaj¹ podziêkowania Dyrekcji Tatrzañskiego Parku Narodowego za pozwolenie na przeprowadzenie badañ tereno-wych, które zosta³y sfinansowane z grantu MNiSW nr PB N307 031 32/1609 (T.R.) oraz Uniwersytetu Jagielloñskiego (fundusz BW) (A.U.). Autorzy dziêkuj¹ równie¿ prof. M. Szulczewskiemu (Uni-wersytet Warszawski) oraz dr hab. G. Pieñkowskiemu (Pañstwo-wy Instytut Geologiczny) za zrecenzowanie artyku³u.

Literatura

ANDRUSOV D., BYSTRICKÝ J. & FUSÁN O. 1973 – Outline of the structure of the West Carpathians. [W:] X Congress of Carpathian-Balkan Geological Association. Introductory Excursion Guidebook. Geologický Ústav Dionýza Štúra, Bratislava.

BAC-MOSZASZWILI M., BURCHART J., G£AZEK J., IWANOW A., JAROSZEWSKI W., KOTAÑSKI Z., LEFELD J., MASTELLA L., OZIMKOWSKI W., RONIEWICZ P., SKUPIÑSKI A. & WESTWA-LEWICZ-MOGILSKA E. 1979 – Mapa Geologiczna Tatr Polskich w skali 1 : 30 000. Wyd. Geol., Warszawa.

BRENCHLEY P.J. & HARPER D.A.T. 1998 – Palaeoecology. Chapman & Hall, London.

BROMLEY R.G. 1996 – Trace Fossils, Biology, Taphonomy and Applications. Unwin Hyman Ltd., London.

EKDALE A.A. 1988 – Pitfalls of paleobathymetric interpretations based on trace fossil assemblages. Palaios, 5: 464–472.

EKDALE A.A., BROMLEY R.G. & PEMBERTON S.G. 1984 – Ichnology. The Use of Trace Fossils in Sedimentology and Stratigraphy. Society of Economic Paleontologist and Mineralogist Short Course, 15, Tulusa. FARROW G.E. 1966 – Bathymetric zonation of Jurassic trace fossils from the coast Yorkshire, England. Palaeogeography, Palaeoclimato-logy, PalaeoecoPalaeoclimato-logy, 2: 103–151.

FEIST-BURKHARDT S., GÖTZ A.E., SZULC J., BORKHATARIA R., GELUK M., HAAS J., HORNUNG J., JORDAN P., KEMPF O., MICHALÍK J., NAWROCKI J., REINHARDT L., RICKEN W., RÖHLING H.G., RÜFFER T., TÖRÖK Á. & ZÜHLKE R. 2008 – Triassic. [W]: McCann T. (red.) The Geology of Central Europe. Vol. 2 – Mesozoic and Cenozoic. Geol. Soc., London: 749–821.

FREY R.W., CURRAN A.H. & PEMBERTON G.S. 1984 – Trace-making activities of crabs and their environmental significance: the ichnogenus Psilonichnus. Journ. Paleont., 58: 511–528.

FÜRSICH F.T. 1974 – Ichnogenus Rhizocorallium. Paläont. Zeitschrift, 48: 16–28.

FÜRSICH F.T. 1994 – Palaeoecology and evolution of Mesozoic salinity-controlled benthic macroinvertebrate assoaciations. Lethaia, 26: 327–346. FÜRSICH F.T. & MAYR H. 1981 – Non-marine Rhizocorallium (trace fossil) from the Upper Freshwater Molasse (Upper Miocene) of southern Germany. N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 6: 321–333. GIBERT J.M. & EKDALE A.A. 2002 – Ichnology of restricted epi-continental sea, Arapien Shale, Middle Jurassic, Utah, USA. Palaeo-geography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 183: 275-286. HAKES W.G. 1976 – Trace fossils and depositional environment of four clastic units, Upper Pennsylvanian megacyclothems, northeast Kansas. The University of Kansas, Palaeont. Contributions, 63: 1–46. JAGLARZ P. & RYCHLIÑSKI T. 2010 – Uwagi do nomenklatury ska³ wêglanowych triasu tatrzañskiego. Prz. Geol., 58: 327–334.

JAGLARZ P. & UCHMAN A. 2010 – Vermicular limestones as hipersaline facies. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 292: 71–81. KASIÑSKI J.R., CZAPOWSKI G. & G¥SIENICA-SZOSTAK M. 1978 – Uwagi o genezie wapieni robaczkowych. Prz. Geol., 26: 151–155. KAîMIERCZAK J. & PSZCZÓ£KOWSKI A. 1969 – Burrows of Enteropneusta in Muschelkalk (Middle Triassic) of the Holy Cross Mountains, Poland. Acta Palaeont. Pol., 14: 299–324.

KEIGHLEY D.G. & PICKERILL R.K. 1995 – The ichnotaxa

Palaeo-phycus and Planolites: historical perspectives and recommendations.

Ichnos, 3: 301–309.

KNAUST D. 1998 – Trace fossils and ichnofabrics on the Lower Muschelkalk carbonate ramp (Triassic) of Germany: tool for high-resolution sequence stratigraphy. Geol. Rundsch., 87: 21–31. KNAUST D. 2007 – Invertebrate trace fossils and ichnodiversity in shallow-marine carbonates of the German Middle Triassic (Muschel-kalk). [W:] Bromley R.G., Buatois L.A., Mángano M.G., Genise J.F. & Melchor R.N. (red.) Sediment–organism interactions: A multifaceted ichnology. SEPM, Spec. Publ., 88: 223–240.

KNAUST D. 2008 – Balanoglossites Mägderfrau, 1932 from the Middle Triassic of Germany: part of a complex trace fossil probably produced by burrowing and boring polychaetes. Paläont. Zeitschrift, 82: 347–372. KOTAÑSKI Z. 1955 – Wapienie robaczkowe œrodkowego triasu serii wierchowej Tatr. Acta Geol. Pol., 5: 343–362.

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

KOTAÑSKI Z. 1961 – Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeografii pasma wierchowego w Tatrach. Acta Geol. Pol., 11: 187–476. KOTAÑSKI Z. 1963 – Stratygrafia i litologia triasu regli zakopiañskich. Acta Geol. Pol., 13: 317–385.

KOTAÑSKI Z. 1971 – Przewodnik geologiczny po Tatrach. Wyd. Geol., Warszawa.

KOTAÑSKI Z. 1979a – Pozycja Tatr w obrêbie Karpat Zachodnich. Prz. Geol., 27: 359–369.

KOTAÑSKI Z. 1979b – Trias tatrzañski. Prz. Geol., 27: 369–377. MICHALÍK J. 1993 – Mesozoic tensional basin in the Alpine-Carpathian shelf. Acta Geol. Hungar., 36: 395–403.

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

NIEDîWIEDZKI R. & SALOMON M.A. 2006 – Triassic crinoids from the Tatra Mountains and their stratigraphic significance (Poland). Geol. Carpath., 57: 69–77.

OLŠAVSKÝ M. & ŠIMO V. 2007 – Diplocraterion – conspicuous ichnofacies feature of the Lower Triassic formations in the Western Carpathians. Miner. Slov., 39: 173–184.

PASSENDORFER E. 1961 – Rozwój paleogeograficzny Tatr. Rocz. Pol. Tow. Geol., 30: 351–381.

PEMBERTON S.G. & FREY R.W. 1982 – Trace fossil nomenclature and the Planolites-Palaeophycus dilemma. Journ. Paleont., 56: 843–881. PEMBERTON S.G., MACEACHERN J.A., RANGER M.J. 1992 – Ichnology and event stratigraphy: The use of trace fossils in recogniz-ing tempestites. SEPM, Soc. Sed. Geol., Core Workshop Notes, 17: 85–117. PEMBERTON S.G., SPILA M., PULHAM A.J., SAUNDERS T., MACEA-CHERN J.A., ROBBINS D. & SINCLAIR I.K. 2001 – Ichnology and sedimentology of shallow to marginal marine systems: Ben Nevis and Avalon Reservoirs, Jeanne D’Arc Basin. Geol. Assoc. Can., Short Course Notes, 15. RYCHLIÑSKI T. 2008 – Ewolucja basenu Fatricum w Tatrach od póŸnego oleneku do noryku. Praca doktorska. Arch. Bibl. Inst. Nauk Geol. Uniw. Jagielloñskiego.

RYCHLIÑSKI T. & SZULC J. 2005 – Facies and sedimentary environments of the Upper Scythian-Carnian succession from the Belanské Tatra Mts., Slovakia. Ann. Soc. Geol. Pol., 75: 155–169. RYCHLIÑSKI T., JAGLARZ P., BUCUR I.I., HAGDORN H. & IVANOVA D. 2008 – New palaeontological data from the Triassic of Wierchowa and Krina Units (Tatra Mts.). 9th

Paleontological Confe-rence, Warszawa, 10–11.09.2008: 80–82.

RYCHLIÑSKI T. & JAGLARZ P. 2009 – Trias Tatricum i Fatricum. [W:] Uchman A. & Chowaniec J. (red.) Mat. Konf. LXXIX Zjazdu Naukowego Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Bukowina Tatrzañska, 27–30.09.2009. Pañstw. Inst.Geol., Warszawa: 190–202. RYCHLIÑSKI T. & UCHMAN A. 2009 – Skamienia³oœci œladowe klastyczno-wêglanowych osadów dolnego i œrodkowego triasu jednostki Fatricum w Tatrach. [W:] Uchman A. & Chowaniec J. (red.) 2009. Mat. Konf. LXXIX Zjazdu Naukowego Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Bukowina Tatrzañska, 27–30.09.2009. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 219.

SCHLIRF M. 2000 – Upper Jurassic trace fossils from the Boulonnais (northern France). Geol. Palaeont., 34: 145–213.

SOKO£OWSKI S. 1959 – Zarys geologii Tatr. Biul. Inst. Geol., 149: 19–98. ŠIMO V. 2005 – Anizyjskie skamienia³oœci œladowe z formacji Vysoka. Prz. Geol., 53: 884.

ŠIMO V. & OLŠAVSKÝ M. 2007 – Diplocraterion parallelum Torell, 1870, and other trace fossils from the Lower Triassic succession of the Drienok Nappe in the Western Carpathians, Slovakia. Bull. Geosci., 82: 165–173. SUGDEN W. 1963 – The hydrology of the Persian Gulf and its significance in respect to evaporate deposition. Amer. Journ. Sci., 261: 741–755. TEDESCO L.P. & WANLESS H.R. 1991 – Generation of sedimentary fabrics and facies by repetitive excavation and storm infilling of burrow networks, Holocene of South Florida and Caicos Platform, B.W.I. Plaios, 6: 326–343.

UCHMAN A. 1992 – Ichnogenus Rhizocorallium in the Paleogene flysch (Outer Western Carpathians, Poland). Geol. Carpath., 43: 57–60. WANLESS H.R., TEDESCO L.P. & TYRRELL K.M. 1987 – Production of subtidal tubular and surficial tempestites by hurricane Kate, Caicos Platform, British West Indies. Journ. Sediment. Petrol., 58: 739–750. WIECZOREK J. 2000 – Mesozoic evolution of the Tatra Mountains (Carpathians). Mitt. Ges. Geol. Bergbaust., Wien, 44: 241–262. Praca wp³ynê³a do redakcji 2.03.2010 r.