Historia paleozoicznych pożarów

Historia paleozoicznych po¿arów

Joanna Haydukiewicz

, Jolanta Muszer

czynnikiem ekologicz-nym, modeluj¹cym ziem-skie œrodowisko (patrz DeBano i in., 1998). Podobnie oddzia³ywa³y w przesz³oœci geologicz-nej, a ich paleohistoria jest ju¿ stosunkowo dob-rze rozpoznana i zbada-na. Celem niniejszego artyku³u jest zreferowanie najwa¿-niejszych dotychczasowych danych dokumentuj¹cych paleo-zoiczn¹ historiê po¿arów, które obecnie budz¹ coraz wiêk-sze zainteresowanie nie tylko paleobotaników, ale równie¿ i geologów.

Dot¹d nie wypracowano jednoznacznej definicji po¿aru. Najogólniej ujmuj¹c, naturalny po¿ar to szereg procesów fizykochemicznych towarzysz¹cych spalaniu, które uwal-niaj¹ energiê s³oneczn¹ zmagazynowan¹ w chemicznej for-mie w biosferze i litosferze. Inaczej mówi¹c, po¿ary s¹ jednym z naturalnych czynników ekologicznych rozk³ada-j¹cych biomasê. Z danych globalnego monitoringu wspó³czesnych po¿arów wynika, ¿e rocznie wypala siê od 1,8 x109do 1,0 x1010ton suchej biomasy z powierzchni od 7,5 x105

do 8,2 x106

km2

(EO Library: Global Fire Monito-ring). Dowiedziono, ¿e po¿ary maj¹ istotny wp³yw nie tyl-ko na szatê roœlinn¹ i zwierzêta, ale równie¿ na chemizm gleb i wód, zmiany klimatyczne oraz na system erozyj-no-depozycyjny (Pyne i in., 1996; DeBano i in., 1998). Po¿ary by³y i s¹ jedn¹ z przyczyn, a tak¿e katalizatorem licznych zmian modeluj¹cych œrodowisko przyrodnicze, zatem rozpoznanie ich efektów w zapisie geologicznym dostarcza istotnych informacji o paleoœrodowisku.

Wiêkszoœæ naturalnych po¿arów jest inicjowana wy³ado-waniami atmosferycznymi, które najprawdopodobniej tak¿e w przesz³oœci by³y g³ówn¹ przyczyn¹ paleopo¿arów. S¹ one równie¿ wzniecane przez samoistne zap³ony w cza-sie aktywnoœci wulkanicznej oraz podczas impaktów mete-orytów (Wolbach i in., 1990; Jones & Lim, 2000).

W przyrodzie wystêpuje kilka typów po¿arów (œció³kowe, powierzchniowe i wierzcho³kowe), które powoduj¹ ró¿ne skutki (patrz Pyne i in., 1996; DeBano i in., 1998; Odum, 1982). Wyniki prowadzonych na ca³ym œwiecie badañ naturalnych po¿arów wskazuj¹, ¿e ich skutki s¹ bardziej destrukcyjne ni¿ tylko wypalenie biomasy. Gdy spowal-niaj¹ca procesy erozyjne szata roœlinna zostaje spalona, a nastêpnie w du¿ym stopniu usuniêta, wystêpuj¹ce po rozleg³ych i d³ugotrwa³ych po¿arach obfite deszcze mog¹ wywo³ywaæ osuwiska, sp³ywy popio³ów, a nawet gwa³tow-ne powodzie, które zazwyczaj dewastuj¹ obszary po³o¿ogwa³tow-ne poza pogorzeliskiem. Z kolei zwiêkszony sp³yw wód powierzchniowych przyspiesza erozjê gleb. Dowiedziono,

¿e po¿ary 30-krotnie zwiêkszaj¹ tempo erozji (DeBano i in., 1998). Produkty tej erozji wraz ze zwêglonym mate-ria³em s¹ doprowadzane do sieci rzecznej oraz zbiorników sedymentacyjnych i maj¹ istotny wp³yw na transport oraz system depozycyjny. Szacuje siê, ¿e wspó³czesne po¿ary wzniecane wy³adowaniami atmosferycznymi usuwaj¹ oko³o 10% globalnej biomasy (Crutzen & Andre, 1990). Jed-nak rzadko s¹ sprawcami wielkoskalowej œmiertelnoœci organizmów, za to na niektórych obszarach powoduj¹ ryt-miczne zmiany roœlinnoœci i wp³ywaj¹ na zró¿nicowanie gatunkowe (Pyne i in., 1996; DeBano i in., 1998).

W zapisie kopalnym g³ównym dowodem na istnienie paleopo¿arów jest kopalny wêgiel drzewny, reprezentowa-ny przez fuzynit i semifuzynit, które s¹ macera³ami inerty-nitu (Teichmüller, 1989; patrz Scott, 2000, 2002). Te dwie odmiany wêgla cechuj¹ siê wysokimi wartoœciami reflek-syjnoœci — fuzynit w zakresie 1,4–4,7% a semifuzynit 0,3–2,9% (Jones i in.,1997; patrz Edwards & Axe, 2004). Kopalny wêgiel drzewny (fuzyn sensu Scott, 2000), nazy-wany tak¿e mineralnym wêglem drzewnym lub wêglem w³óknistym (Scott, 1989), to materia³, który ma jedwabisty po³ysk, jest czarny, w³óknisty, miêkki i tworzy ostrokrawê-dziste, kuboidalne bloczki, w których stosunek d³ugoœci do œrednicy jest mniejszy od 2. Kopalny wêgiel drzewny jest prawie czystym wêglem i pozostaje niezmieniony w proce-sie fosylizacji. Jest to produkt podgrzania lub spalenia materia³u roœlinnego w warunkach ograniczonego dostêpu tlenu. W takim procesie uwêglenia trójwymiarowo zacho-wuj¹ siê anatomiczne struktury roœlin, a œciany ich komórek ulegaj¹ homogenizacji (Mc Guinnes i in., 1971 — patrz Rowe & Jones, 2000). Bardzo ma³e, mikroskopijnej wiel-koœci fragmenty wêgla drzewnego s¹ opisywane petrogra-ficznie jako inertodetrynit (patrz Scott, 2000).

Kopalny wêgiel drzewny dostarcza informacji o zespo³ach roœlin wegetuj¹cych na obszarze po¿aru. Jako wzglêdnie twardy i nie podlegaj¹cy rozk³adowi biologicznemu mo¿e byæ transportowany przez wodê lub wiatr do ró¿nych œro-dowisk sedymentacyjnych, takich jak: bagna, jeziora, estu-aria, delty i przybrze¿na strefa p³ytkomorska.

Innym sposobem dokumentowania paleopo¿arów w historii litosfery jest stwierdzenie obecnoœci w ska³ach osa-dowych du¿ych koncentracji policyklicznych wêglowodo-rów aromatycznych (PAH). Metoda ta jest szczególnie przydatna w przypadku ma³ej iloœci wêgla drzewnego lub bardzo drobnych jego fragmentów (Arinobu i in., 1999; Finkelstein i in., 2005; Marynowski & Filipiak, 2007).

Przyk³ady zapisu geologicznego paleozoicznych po¿arów

Geologiczna historia po¿arów jest interpretowana g³ównie na podstawie znalezisk w materiale skalnym szcz¹tków kopalnego wêgla drzewnego. Naturalne po¿ary mog³y zaistnieæ na Ziemi dopiero wtedy, gdy na l¹dach powsta³a dostateczna iloœæ naturalnego paliwa, którego dostarczy³y roœliny. Pierwsze spory roœlin l¹dowych J. Haydukiewicz J. Muszer

1_{Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski,}

pl. M. Borna 9, 50-204 Wroc³aw; jhay@ing.uni.wroc.pl; jmus@ing.uni.wroc.pl

pochodz¹ z osadów œrodkowego ordowiku — lanwirnu (Wellman i in., 2003). Jednak wzglêdnie kompletnie zacho-wanych megafosyliów roœlin l¹dowych dostarczy³y dopiero osady sylurskie, z interwa³u wenlok–pøidoli (Edwards & Wellman, 2001).

Historia paleopo¿arów zaczê³a siê w póŸnym sylurze. Najstarszym ich dowodem s¹ zwêglone fragmenty roœlin osiowych, nale¿¹cych do Hollandophyton colliculum i innych bli¿ej niezidentyfikowanych ryniofitów, oraz poje-dyncze uwêglone koprolity, stwierdzone w py³owcach pøidolu w Ludford Lane w Anglii (Glasspool i in., 2004). Opisane szcz¹tki roœlinne s¹ pozosta³oœci¹ s³abo taksono-micznie zró¿nicowanych, niewielkich rozmiarów ryniofi-tów lub form kryptosporowych, porastaj¹cych wybrze¿e. Po po¿arze, zapewne podczas powodzi, zwêglone frag-menty tych roœlin zosta³y przetransportowane do marginal-nej czêœci zbiornika morskiego (Glasspool i in., 2004).

Dowody dewoñskich po¿arów s¹ ju¿ nieco liczniejsze, a ich zapis pochodzi z osadów reprezentuj¹cych ró¿ne œro-dowiska sedymentacyjne. Jednym ze œwiadectw po¿arów z tego okresu s¹ milimetrowych wielkoœci, trójwymiarowe fragmenty pierwotnych roœlin l¹dowych z wyraŸnie zho-mogenizowanymi œcianami komórek, obecne w horyzon-cie szarych py³owców oldredowych w Shropshire (NW Anglia). Osady te nale¿¹ do œrodkowej czêœci sporowej zony micrornatus-newportensis, co odpowiada lochkowo-wi (patrz Edwards & Axe, 2004). Stan zachowania mate-ria³u roœlinnego sugeruje, ¿e uleg³ on uwêgleniu przed pogrzebaniem, najprawdopodobniej podczas po¿aru po-wierzchniowego (op. cit.). Lochkowskiego wieku s¹ rów-nie¿ znalezione ostatnio w Walii œwietnie zachowane, zwê-glone szcz¹tki zró¿nicowanego zespo³u roœlinnego. Glass-pool i in. (2006) proponuj¹ uznaæ to stanowisko o genezie po¿arowej jako Konservat-Lagerstätte, tzn. stanowisko zawie-raj¹ce skamienia³oœci o wyj¹tkowym stanie zachowania.

Za kolejne œwiadectwo dewoñskich po¿arów s¹ uwa-¿ane mikroskopijnej wielkoœci fragmenty wêgla drzewne-go (inertodetrynit) w cienkich pok³adach wêgla ¿ywetu i franu, wystêpuj¹ce wœród klastycznych osadów szelfowych, deltowych i fluwialnych arktycznej Kanady (Goodarzi i in., 1989; patrz Rowe & Jones, 2000).

Niewielkich rozmiarów fragmenty wêgla drzewnego (rzêdu 3–4 mm d³ugoœci) wraz z odciskami szcz¹tków wid³akowych, kladoksylenowych, wczesnych roœlin nasien-nych i listowia podobnego do rodzaju Archaeopteris zosta³y zidentyfikowane w fameñskich piaskowcach Han-genberg (Rowe & Jones, 2000). Piaskowce te wystêpuj¹ w Reñskich Górach £upkowych i reprezentuj¹ dolny poziom konodontowy Prothognathodus (w aktualnej zonacji odpo-wiada on górnemu poziomowi praesulcata) oraz miospo-row¹ zonê LN. Zdaniem Keuppa i Kompa (1984), fragmenty te by³y deponowane w wysokoenergetycznym œrodowisku przyrafowym.

Podwy¿szon¹ koncentracjê policyklicznych wêglo-wodorów aromatycznych oraz bardzo drobne, czêsto obto-czone fragmenty wêgla drzewnego stwierdzono równie¿ w równowiekowych ze wspomnianymi piaskowcami z Reñskich Gór £upkowych osadach famenu w profilu Kowali w Górach Œwiêtokrzyskich (Marynowski & Fili-piak, 2007). Osady te reprezentuj¹ sekwencjê otwarto-morsk¹ i odpowiadaj¹ miosporowej zonie LN w obrêbie zdarzenia Hangenberg.

Nieco starszy jest wêgiel drzewny stwierdzony w flu-wialnych osadach famenu formacji Catskill (zona miosporo-wa VCo), wystêpuj¹cej w Pensylmiosporo-wanii (Cressler, 2001). Jego fragmenty (najczêœciej o d³ugoœci od 1,0 do 1,5 cm) s¹ rozproszone na powierzchniach warstwowania wœród bardzo dobrze zachowanych fosyliów roœlin (paprociowe Archae-opteris, Rhacophyton, Gillespiea, wid³akowe, wczesne nagonasienne) i ryb. Zdaniem Cresslera (2001), analiza zapisu paleobotanicznego i sedymentacyjnego danych paleo-ekologicznych sugeruje, ¿e w ówczesnych lasach archaeo-pterisowych w pierwszej kolejnoœci spalaniu ulega³y p³ytko ukorzenione okazy Rhacophyton, gdy¿ w porównaniu z g³êbiej ukorzenion¹ roœlinnoœci¹ by³y bardziej nara¿one na wysychanie, staj¹c siê tym samym materia³em ³atwopal-nym. Bardzo bogate w wêgiel drzewny s¹ równie¿ dewoñ-sko-karboñskie ³upki wêgliste wystêpuj¹ce na norweskiej Wyspie NiedŸwiedziej (patrz Scott & Glasspool, 2006). Fuzynit stanowi ponad 50% objêtoœci obecnej w nich mate-rii organicznej.

Osady karboñskie dostarczy³y wielu dowodów niezbi-cie œwiadcz¹cych o wzrastaj¹cej czêstoœci po¿arów (Fal-con-Lang, 2000). W tym czasie po¿ary by³y istotnym czynnikiem ekologicznym i zapewne w niebagatelnym stopniu wp³ywa³y na dostawê materia³u terygenicznego do zbiorników sedymentacyjnych. Niestety, znaczenie pale-opo¿arów w tym aspekcie nie jest jeszcze doœæ dobrze roz-poznane. Wêgiel drzewny zosta³ stwierdzony w wielu pro-filach karboñskich, przede wszystkim w Europie i Amery-ce Pó³nocnej (patrz Nichols & Jones, 1992; Falcon-Lang, 1998, 1999, 2000; Scott, 2000; Scott i in., 1985; Scott & Rex, 1987; Scott & Glasspool, 2006).

Jednym ze stanowisk wystêpowania wêgla drzewnego jest fluwialno-estuariowa sekwencja górnego turneju Hor-ton Group w Nowej Szkocji w Kanadzie (Falcon-Lang, 2000; Falcon-Lang & Scott, 2000). Zawiera ona wêgiel drzewny, który powsta³ g³ównie w wyniku spalenia roœlin pranagozal¹¿kowych i nielicznych wid³akowych, oraz szcz¹tki niezwêglone, wœród których dominuj¹ wid³ako-we. Zdaniem Falcon-Langa (2000), przewaga nieuwêglo-nych wid³akowych mo¿e wskazywaæ, ¿e roœlinnoœæ ta rzadko by³a nawiedzana przez ogieñ, gdy¿ prawdopodob-nie ros³a w wilgotnym œrodowisku na brzegu laguny. Nato-miast paprocie nasienne i formy pranagozal¹¿kowe zasiedla³y obszary dobrze osuszone, którym po¿ary czê-œciej zagra¿a³y.

Kolejnym przyk³adem wêgla drzewnego z tego czasu s¹ jego fragmenty stwierdzone w utworach wulkanicznych Cementstone Group w Kilpatrick Hills i w Oxroad Bay w po³udniowej Szkocji (patrz Falcon-Lang, 2000; Scott i in., 1985; Scott, 2000). Obecnoœæ materia³u piroklastycznego sugeruje, ¿e po¿ary towarzyszy³y erupcjom wulkanicznym. Spalany materia³ roœlinny zawiera³ przewa¿nie paprocie zygopteridowe, skrzypowe, nagonasienne i wid³akowe (patrz Falcon-Lang, 2000).

Znacznie bogatsza od turnejskiej jest wizeñska doku-mentacja wêgla drzewnego. Dolnowizeñski wêgiel drzew-ny wystêpuje w kilku stanowiskach w pó³nocno-zachodniej Irlandii, wœród klastycznych i wêglanowych osadów p³ytkomorskich. Na szczególn¹ uwagê zas³uguje zapis katastrofalnego po¿aru w utworach p³ytkomorskich w syn-klinie Donegal (Nichols & Jones, 1992). Profil z³o¿ony z piaskowców, mu³owców i wapieni zawiera wyraŸnie

roz-poznawaln¹ warstwê bogat¹ w wêgiel drzewny (stano-wi¹cy miejscami ponad 20% jej sk³adu), wyró¿niaj¹c¹ siê jako wyraŸny horyzont stratygraficzny. Szacunkowe porównanie zawartoœci fuzynitu w tej warstwie z iloœci¹ wêgla drzewnego powstaj¹cego w czasie wspó³czesnych po¿arów sugeruje, ¿e tak du¿e jego nagromadzenie jest rezultatem rozleg³ego po¿aru, który móg³ obj¹æ obszar oko³o 95 000 km2 (Nicholas & Jones, 1992). Zwêglone szcz¹tki organiczne wraz z gleb¹ zosta³y nastêpnie prze-transportowane przez wywo³ane intensywnymi deszczami sp³ywy wód powierzchniowych do strefy p³ywowej roz-leg³ej laguny (op. cit.).

Czêste s¹ równie¿ znaleziska wêgla drzewnego w wi-zeñskich osadach wulkanicznych Szkocji (patrz Fal-con-Lang, 2000; Scott, 2000). Niektóre jego fragmenty powsta³y ze spalenia roœlin na skutek bezpoœredniego kon-taktu z gor¹c¹ law¹, a inne w wyniku po¿arów wywo³anych przez aktywnoœæ wulkaniczn¹ (Scott & Rex, 1987; Scott, 2000), których œlady udokumentowano w górnowizeñskiej grupie Strathclyde w po³udniowej Szkocji. W grupie tej cien-kie warstwy piroklastyków podœcielaj¹ osady lagunowe. Macierzystym materia³em wêgla drzewnego w tych sekwen-cjach by³y g³ównie paprocie i roœliny nagonasienne (Scott & Galtier, 1985).

Szcz¹tki wêgla drzewnego zosta³y stwierdzone rów-nie¿ w górnowizeñskiej serii Paprotni (poziom crenistria), której odkrywki znajduj¹ siê w zachodniej czêœci G. Bardz-kich (Haydukiewicz & Muszer, 2002, 2004 ). Kilkakrotne, wyraŸne koncentracje wêgla drzewnego w tej serii s¹ œwia-dectwem póŸnowizeñskich po¿arów na obrze¿ach zbiorni-ka sedymentacyjnego. Litologia i sukcesja biotycznych komponentów odkrytej czêœci tej jednostki litostratygra-ficznej stanowi zapis stopniowo zmieniaj¹cych siê warun-ków sedymentacji, od panuj¹cych na g³êbokoœci podstawy falowania do p³ytkowodnej strefy litoralnej (Haydukie-wicz & Muszer, 2002). Podczas depozycji osadów serii Paprotni do zbiornika by³y doprowadzane coraz wiêksze iloœci materia³u klastycznego. Zwiêkszaj¹cy siê w profilu udzia³ materia³u piaszczystego móg³ byæ efektem wzrostu erozji po usuniêciu przez po¿ary szaty roœlinnej (Haydu-kiewicz & Muszer, 2004).

Z badañ wczesnokarboñskich zespo³ów roœlinnych wyni-ka, ¿e ówczesnym paliwem by³y najczêœciej roœliny nago-nasienne, które zasiedla³y suche obszary le¿¹ce w strefie klimatu tropikalnego (Falcon-Lang, 2000). Takie œrodowi-ska mog³y byæ czêsto nawiedzane przez ogieñ — w odstê-pach co 3–35 lat (op. cit.).

Górnokarboñski wêgiel drzewny stwierdzono w bar-dzo wielu profilach, g³ównie europejskich (w tym równie¿ z Polski) i pó³nocnoamerykañskich. Znajdowany jest w osadach deponowanych w ró¿nych œrodowiskach sedymen-tacyjnych, takich jak: torfowiska i bagna, doliny rzeczne i równie zalewowe, delty, estuaria oraz strefy p³ytkomorskie (patrz Falcon-Lang, 1999, 2000; Scott, 2000; Scott & Jones, 1994; Scott & Glasspol, 2006). Z dotychczasowej dokumen-tacji kopalnych wêgli drzewnych wynika, ¿e górnokarboñ-ski zapis sedymentacyjny dostarczy³ najbogatszego rejestru póŸnopaleozoicznych po¿arów.

Badania petrograficzne górnokarboñskich wêgli do-wiod³y, ¿e wêgiel drzewny (inertynit) jest znacz¹cym ich sk³adnikiem (2–43% obj.) i dopiero pod koniec karbonu (moskow–g¿el) jego udzia³ wyraŸnie zmala³ (patrz Scott &

Jones, 1994; DiMichele i in., 1996; Falcon-Lang, 2000; Scott, 2000; Scott & Glasspool, 2006). Wraz z wêglem drzewnym na ówczesnych p³asko po³o¿onych obszarach, w dolinach rzecznych i rozleg³ych torfowiskach, jak rów-nie¿ w przybrze¿nym œrodowisku morskim by³a akumulo-wana niespalona materia organiczna (patrz Falcon-Lang, 1999; 2000; Falcon-Lang & Scott, 2000; Gradziñski i in., 1982; Scott, 2000; Scott i in., 1997). Analiza zapisu paleo-botanicznego wykaza³a, ¿e torfowiska by³y podówczas ko-lonizowane przez monotypow¹ florê z rodzaju Lepidopho-lios, a po¿ary by³y przewa¿nie wierzcho³kowe (DiMichele & Phillips, 1994). Na wy¿ej po³o¿onych obrze¿ach tych wilgotnych siedlisk ros³a bardziej zró¿nicowana taksono-micznie flora, zdominowana przez wid³akowe (Lepidoden-dron, Sigillaria, Paralycopodites), paprocie drzewiaste i roœliny skrzypowe (DiMichele & Phillips, 1994). Konkre-cje wêglowe pozyskane z osadów z³o¿onych w marginal-nych strefach bagnisk zawieraj¹ zarówno niezwêglone, jak i zwêglone szcz¹tki roœlinne, wœród których wyraŸnie prze-wa¿aj¹ skrzypowe, paprocie nasienne oraz kordaitowce (DiMichele & Phillips, 1994). G³ównym paliwem by³y w tych œrodowiskach paprocie nasienne (op. cit.). Do oszaco-wania czêstotliwoœci wystêpooszaco-wania po¿arów w póŸnokar-boñskich torfowiskach pos³u¿y³o wertykalne nastêpstwo lamin fuzynitu w pok³adach wêgla. Z obliczeñ wynika, ¿e by³y one rzadko nawiedzane przez ogieñ — w odstêpach co 105–1085 lat (Falcon-Lang, 2000).

Bogat¹ dokumentacjê po¿arów zawieraj¹ równie¿ gór-nokarboñskie osady zdeponowane w basenach powodzio-wych, kana³ach fluwialnych i w strefie p³ytkomorskiej. Macierzyst¹ flor¹ wêgla drzewnego znajdowanego w zró¿nicowanych litologicznie utworach fluwialnych by³y roœliny iglaste, kordaitowce, paprocie nasienne (przede wszystkim medullozowce), wid³akowe i drewno typu Dadoxylon (m.in. Falcon-Lang, 1999, 2000; Falcon-Lang & Scott, 2000; Gradziñski i in., 1982; Scott, 2000). Klasty wêgla drzewnego w tych osadach s¹ w przewa¿aj¹cej mie-rze pochodzenia allochtonicznego i zapewne mog³y byæ transportowane na dystans dziesi¹tków i setek kilometrów od pogorzeliska (Falcon-Lang, 1999, 2000). Obfitoœæ w zapisie sedymentacyjnym trójwymiarowych, zwêglonych szcz¹tków roœlin iglastych i kordaitowców, które w póŸ-nym karbonie skolonizowa³y dobrze odwadniane obszary wy¿ynne, jest œwiadectwem regularnie wybuchaj¹cych w tych ekosystemach po¿arów (Scott & Glasspool, 2006). Scott i Glasspool przypuszczaj¹, ¿e po¿ary mia³y te¿ wp³yw na ewolucjê wymienionych grup roœlinnych.

Znane s¹ równie¿ stanowiska osadów powodziowych, w których oprócz allochtonicznego materia³u roœlinnego wystêpuj¹ in situ du¿ych rozmiarów zwêglone pnie lepido-dendronów, np. w formacji Jogging z Nowej Szkocji i w warstwach orzeskich — Czerwionka, Górny Œl¹sk (patrz Falcon-Lang, 2000).

W karbonie po¿ary wystêpowa³y w po³udniowej czêœci rozleg³ego kontynentu Eurameryki (Laurussji), znajduj¹cego siê w strefie klimatu tropikalnego (Falcon-Lang, 2000; Scott, 2000; Scott & Glasspol, 2006). Z interpretacji paleo-klimatycznych wynika, ¿e w porównaniu z wczesnokar-boñskim póŸnokarboñski klimat by³ bardziej wilgotny. W takim œrodowisku rozleg³e, gêste, równinne lasy zdomi-nowane przez roœliny wid³akowe pali³y siê rzadko, nato-miast lasy zdominowane przez roœliny nagonasienne,

zajmuj¹ce dobrze osuszane obszary wy¿ynne by³y czêœciej nawiedzane przez po¿ary. Materia³ z pogorzelisk by³ odpro-wadzany przez transport wodny i eoliczny daleko poza miejsce po¿aru.

Permski wêgiel drzewny zosta³ stwierdzony w wielu stanowiskach, rozmieszczonych wówczas w rozleg³ym zakresie szerokoœci geograficznych Pangei, a obecnie znaj-duj¹cych siê na wszystkich kontynentach (Europa — patrz Uhl & Kerp, 2003; Uhl i in., 2004; Azja, Chiny — patrz Sun i in., 2002; Dai i in., 2005; Indie — patrz Singh & Singh, 1996; Singh & Shukla, 2004; Afryka — patrz Glasspool, 2003; Semkiwa i in., 2003; Oesterlen & Lepper, 2005; Ame-ryka Pó³nocna, Australia i Antarktyda — patrz Scott, 2000; Scott & Glasspool, 2006). Obecnoœæ fuzynitu zosta³a odno-towana w wielu pok³adach wêgli, przy czym w wêglach dol-nopermskich (cisural) jego zawartoœæ wynosi oko³o 20%, a w m³odszych (z przedzia³u guadalup–loping) nawet 81% (Scott & Glasspool, 2006). Wiêkszoœæ permskich wêgli powsta³a w œrodowisku l¹dowych zbiorników sedymenta-cyjnych (torfowiska, bagna, jeziora) w po³udniowej czêœci Gondwany i na obszarze Katazji. Zawarty w nich inertynit cechuje siê na ogó³ nisk¹ refleksyjnoœci¹ — poni¿ej 2%, co jest typowe dla wêgla drzewnego powsta³ego podczas po¿aru powierzchniowego (Scott i in., 2000). Analiza materia³u paleobotanicznego pozwala s¹dziæ, ¿e ówczesne wilgotne, podmok³e ekosystemy leœne by³y opanowane przez drzewa glossopteridów i wid³akowych (patrz m.in. Glasspool, 2003; Oesterlen & Lepper, 2005).

Permskie osady na pó³kuli pó³nocnej maj¹ o wiele bar-dziej sk¹p¹ dokumentacjê wyst¹pieñ wêgla drzewnego, jak dot¹d jedynie z obszaru Niemiec i USA (Uhl & Kerp, 2003; Uhl i in., 2004). W po³udniowo-zachodnich Niemczech wêgiel drzewny znaleziono w dolnopermskich utworach czerwonego sp¹gowca basenu Saar–Nahe (Uhl i in., 2004). Wiêkszoœæ pozyskanych z tych osadów kawa³ków wêgla drzewnego (o œrednicy od 1 do 1,5 cm) ma cechy anato-miczne drewna typu Dadoxylon, a pozosta³e roœlin szpilko-wych lub innych nagozal¹¿koszpilko-wych (Uhl i in., 2004). Roœliny te dominowa³y na obrze¿ach basenu Saar–Nahe (Uhl i in., 2004). Œwiadectwem wystêpowania po¿arów na obszarze alimentacyjnym póŸnopermskiego zbiornika cech-sztyñskiego jest równie¿ wêgiel drzewny w osadach margli-stych Frankenberg–Geismar w pó³nocno-zachodniej Hesji w Niemczech (Uhl & Kerp, 2003). Jest to materia³ z³o¿ony przede wszystkim z fragmentów zwêglonego drewna roœlin szpilkowych oraz szpilek rodzaju Ullmania, które zosta³y przetransportowane do zbiornika morskiego (Uhl & Kerp, 2003).

Paleopo¿ary a fluktuacje zawartoœci tlenu w atmosferze Coraz czêstsze pojawianie siê wêgla drzewnego w paleo-zoicznym zapisie skalnym jest ewidentnym dowodem zale¿-noœci wystêpowania po¿arów od postêpuj¹cego rozwoju l¹dowej szaty roœlinnej. Po¿ary wywar³y wp³yw na ewolu-cjê szaty roœlinnej i wahania procentowego udzia³u tlenu w atmosferze (Scott & Glasspool, 2006). Tlen atmosferyczny zawsze odgrywa³ bardzo istotn¹ rolê w ziemskim œrodowi-sku, a fluktuacje jego iloœci znacz¹co wp³ywa³y na zapis skalny, ewolucjê biologiczn¹ oraz cykle biochemiczne. Zmiany iloœci tlenu w atmosferze mia³y niew¹tpliwy wp³yw na czêstoœæ po¿arów. Zainicjowanie zap³onu jest

uwarun-kowane kilkoma niezbêdnymi czynnikami — odpowiedni¹ iloœci¹ paliwa, ciep³a i tlenu. Czêsto zale¿y te¿ od szczegól-nych warunków pogodowych oraz topografii terenu (patrz Pyne i in., 1996; Scott & Glasspool, 2006). Na podstawie wielu danych eksperymentalnych (patrz Scott & Glasspo-ol, 2006) stwierdzono, i¿ istnieje tzw. okno ognia — sprzy-jaj¹cy powstawaniu po¿aru przedzia³ zawartoœci tlenu w atmosferze (od 13% do 35%).

W literaturze przedstawiono wiele interpretacji dotycz¹cych geologicznej historii procentowej zawartoœci tlenu w atmosferze (Berner, 1999, 2006; Berner i in., 2003; Scott & Glasspool, 2006). Dwa najnowsze modele ilu-struj¹ce fluktuacje jego iloœci w przesz³oœci geologicznej przedstawiono na ryc. 1.

Ocenia siê, ¿e we wczesnym paleozoiku udzia³ tlenu w atmosferze zmienia³ siê kilkakrotnie w zakresie od 13% do 22%, przy czym pod koniec syluru zacz¹³ raptownie wzra-staæ, osi¹gaj¹c nawet 23% (patrz Berner, 2006; Scott & Glasspool, 2006). W póŸnym paleozoiku zmiany zawarto-œci tlenu w atmosferze by³y szczególnie du¿e (ryc. 2) — od oko³o 13% we franie do oko³o 30% w póŸnym permie (Ber-ner, 2006; Scott & Glasspool, 2006). Szacuje siê, ¿e pod koniec wczesnego dewonu oraz we wczesnym karbonie

A

B

Ryc. 1. Modele zmian zawartoœci procentowej tlenu

atmosferycz-nego w fanerozoiku. A — wg Bernera & Canfielda, 1989 (patrz Berner i in., 2003); B — wg Bernera 2006

(w œrodkowym missisipianie) udzia³ tlenu w atmosferze osi¹gn¹³ poziom równy wspó³czesnemu (tzw. PAL, czyli oko³o 21%). Nastêpnie stopniowo wzrasta³ a¿ do oko³o 30% we wczesnym guadelupie (póŸny perm). PóŸniej spad³ do PAL w lopingu (póŸny perm), a nastêpnie do poni¿ej 13% we wczesnej jurze. Po czym ponownie stopniowo wzrasta³ do obecnych 21% (Berner, 2006).

Udowodniono, ¿e coraz wiêksza ró¿norodnoœæ flory-styczna, prowadz¹ca do zwiêkszenia iloœci i rodzaju paliw, oraz wzrost zawartoœci tlenu w atmosferze by³y przyczyn¹ wzrastaj¹cej czêstotliwoœci po¿arów, udokumentowanych w zapisie sedymentacyjnym i paleontologicznym.

Podsumowanie

1. Prawie ca³a iloœæ wêgla drzewnego w zapisie skal-nym jest efektem naturalnych po¿arów, tylko nieznaczna

jego czêœæ powsta³a w wyniku procesów termicznych towarzysz¹cych dzia³alnoœci wulkanicznej.

2. Dowodów na wystêpowanie najstarszych po¿arów dostarczy³y osady górnosylurskie (pøidoli).

3. Wzrastaj¹ca czêstotliwoœæ paleopo¿arów jest koin-cydentna w zapisie stratygraficznym z postêpuj¹c¹ koloni-zacj¹ l¹dów przez roœliny.

4. Najbogatszej dokumentacji paleozoicznych po¿arów dostarczy³y osady górnokarboñskie.

5. Po¿ary z jednej strony dewastowa³y szatê roœlinn¹, a z drugiej mog³y wp³ywaæ na tempo jej ewolucji, kszta³tuj¹c nowe nisze ekologiczne.

6. Hamowa³y one wzrost zawartoœci tlenu w atmosfe-rze, powodowany ekspansj¹ na l¹d fotosyntetyzatorów.

7. Naturalne po¿ary okresowo zwiêksza³y tempo erozji i iloœæ materia³u terygenicznego odprowadzanego do zbiorników sedymentacyjnych. Procesy te mia³y cechy pierwsze

œwiadectwo po¿arów

first evidence of fire

rzadkie po¿ary

rare fires

pierwsze szeroko rozprzestrzenione po¿ary

first widespread fires

po¿ary bagnisk mire fires po¿ary na wy¿ynach upland fires

rozleg³e po¿ary bagnisk na Gondwanie i w Katazji

extensive mire fires in Gondwana & Cathaysia

najwczeœniejsze roœliny naczyniowe

earliest vascular plants

pierwsze lasy first forests ró¿nicowanie siê roœlinnoœci l¹dowej

land plant diversification

pierwsze bagniska tropikalne first tropical mires szerokie rozprzestrzenianie siê bagnisk mires widespread roœlinnoœæ wy¿ynna upland vegetation szeroko rozprzestrzenione bagniska na Gondwanie i w Katazji

widespread mires in Gondwana & Cathaysia 0 5 10 15 20 25 30 35 40 -444 -400 -350 -300 -250 czas (mln lat) time (My) CHANGHSING CHANGHSINGIAN WUCHIAPING WUCHIAPINGIAN WORD WORDIAN ROAD ROADIAN KUNGUR KUNGURIAN AR TINSK AR TINSKIAN SAKMAR SAKMARIAN ASSEL ASSELIAN PENSYLVAN PENSYLVALIAN MISSISSIPP MISSISSIPPIAN GZHEL GZHELIAN KASIMOV KASIMOVIAN MOSCOV MOSCOVIAN BASZKIR BASHKIRIAN SERPUCHOW SERPUKHOVIAN WIZEN VISEAN TURNEJ TOURNAISIAN FAMEN FAMENNIAN FRAN FRASNIAN ¯YWET GIVETIAN EIFEL EIFELIAN EMS EMSIAN PRAG PRAGIAN LOCHKOV LOCHKOVIAN PRIDOL PRIDOLI LUDLOW LUDLOW WENLOK WENLOCK LANDOWER LLANDOVER PÓNY LATE ŒRODKOWY MIDDLE WCZESNY EARLY SYLUR SILURIAN DEWON DEVONIAN KARBON CARBONIFEROUS PERM PERMIAN LOPING LOPING-IAN GWA-DELUP GUADA-LUPIAN CISURAL CISURALIAN CAPIT AN CAPIT ANIAN tlen atmosfer yczny O (%) 2 atmospheric oxygen O (%) 2

Ryc. 2. Fluktuacje koncentracji tlenu atmosferycznego w póŸnym paleozoiku — bia³e znaki wed³ug Berner i in. (2003), czarne znaki wg

Berner (2006) — na tle g³ównych l¹dowych wydarzeñ ekologicznych oraz uproszczonej dokumentacji paleopo¿arów wed³ug Scotta i Glasspoola (2006). Pole zacienione oznacza tzw. okno ognia

zjawisk katastrofalnych, a ich œlady stanowi¹ unikalne Ÿród³o danych o paleoœrodowiskach.

Literatura

ARINOBU T., ISHIWATARI R., KAIHO K. & LAMOLDA M.A. 1999 — Spike of pyrosynthetic polycyclic aromatic hydrocarbons asso-ciated with an abrupt decrease in ?13 C of a terrestrial biomarker at the Cretaceous-Tertiary boundary at Caravaca, Spain. Geology, 27: 723–726.

BERNER R.A. 1999 — Atmospheric oxygen over Phanerozoic time. Proc. Natl. Acad. Sci. USA, 96: 10955–10957.

BERNER R.A. 2006 — GEOCARBSULF: A combined model for Pha-nerozoic atmospheric O2and CO2. Geochim. Cosmochim. Acta, 70:

5653–5664.

BERNER R.A., BEERLING D.J., DUDLEY R., ROBINSON J.M. & WILDMAN Jr.R.A. 2003 — Phanerozoic atmospheric oxygen. Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 31: 105–134.

CRESSLER W.L. 2001 — Evidence of earliest known wildfires. Pala-ios, 16: 171–174.

CRUTZEN P.J & ANDRAE M. 1990 — Biomass burning the tropics: impact on atmospheric chemistry and biogeochemical cycles. Science, 250: 1669–1678.

DAI S., CHOU C-L.,YUE M., LUO K. & DEYI R. 2005 — Minera-logy and geochemistry of a Late Permian coal in the Dafang Coalfield, Guihou, China: influence from siliceous and iron-rich calcic hydrother-mal fluids. Int. J. Coal Geol., 61: 241–258.

DeBANO L.F., NEARY D.G. & FFOLLIOTT P.F. 1998 — Fire’s effects on ecosystems. J. Wiley, New York: 336.

DiMICHELE W.A. & PHILLIPS T.L. 1994 — Palaeobotanical and palaeoecological constraints on models of peat formation in the Late Carboniferous of Euramerica. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeo-ecol., 106: 39–90.

DiMICHELE W.A., EBLE C.F. & CHANEY D.S. 1996 — A drowned lycopsid forest above the Mahoning coal (Conemaugh Group, Upper Pennsylvanian) in Eastern Ohio, USA. Int. J. Coal Geol., 31: 249–276. EDWARDS D. & AXE L. 2004 — Anatomical Evidence in the Detec-tion of the Earliest Wildfires. Palaios, 19: 113–128.

EDWARDS D. & WELLMAN C.H. 2001 — Embryophytes on land: The Ordovician to Lochkovian (Lower Devonian). [In:] Gensel P.G. & Edwards D. (eds), Plants Invade the Land. Columbia University Press, New York.

FALCON-LANG H.J. 1998 — The impact of wildfire on an Early Car-boniferous coastal environment, North Mayo, Ireland. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 139: 121–138.

FALCON-LANG H.J. 1999 — Fire ecology of a Late Carboniferous floodplain, Joggins, Nova Scotia. J. Geol. Soc., London, 156: 137–148. FALCON-LANG H.J. 2000 — Fire ecology of the Carboniferous tropi-cal zone. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 164: 339–355. FALCON-LANG H.J. & SCOTT A.C. 2000 — Upland ecology of some Late Carboniferous Cordaitalean Trees from Eastern Canada. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 156: 225–242.

FINKELSTEIN D.B., PRATT L.M., CURTIN T.M. & BRASSELL S.C. 2005 — Wildfires and seasonal aridity recorded in Late Cretace-ous strata from southeastern Arizona, USA. Sedimentology, 52: 587–599.

GLASSPOOL I.J. 2003 — Hypautochthonous — allochthonous coal depositionin the Permian, South African, Witbank Basin no. 2 seam; a combined approach using sedimentology, coalpetrology and paleonto-logy. Int. J. Coal Geol., 53: 81–135.

GLASSPOOL I.J., EDWARDS D. & AXE L. 2004 — Charcoal in the Silurian as evidence for the earliest wildfire. Geology, 32: 381–383. GLASSPOOL I.J., EDWARDS D. & AXE L. 2006 — Charcoal in the Early Devonian: A wildfire-derived Konservat-Lagerstätte. Rev. Pale-obot. Palynol., 142: 131–136.

GRADZIÑSKI R., DOKTOR M. & BRZYSKI B. 1982 — Accumula-tion of drifted logs and other large plant derbis in a Carboniferous flu-vial chanel at Czerwionka, Upper Silesia. Acta Geol. Pol., 32: 69–81. HAYDUKIEWICZ J. & MUSZER J. 2002 — Offshore to onshore tran-sition in the Upper Viséan paleontological record from the Paprotnia section (Bardo Mts., West Sudetes). Geol. Sudet., 34: 17–34. HAYDUKIEWICZ J. & MUSZER J. 2004 — Wêgiel drzewny w osa-dach serii Paprotni (Góry Bardzkie) jako œwiadectwo wczesnokar-boñskich po¿arów. [W:] Muszer J. (red.), Zapis paleontologiczny jako wskaŸnik paleoœrodowisk. XIX Konf. Nauk. Paleobiol. i Biostratygraf. PTG, Wroc³aw, 16–18 wrzeœnia 2004 r.: 29–31.

JONES T.P. & LIM B. 2000 — Extraterrestrial impacts and wildfires. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 164: 57–66.

KEUPP H. & KOMPA R. 1984 — Mikrofazielle und Sedimentologi-sche Untersuchungen an Devon/Karbon Profilen am Nordrand des Rechtsrheinischen Schiefergebirges. Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg, 67: 139–142.

MARYNOWSKI L. & FILIPIAK P. 2007 — Water column euxinia and wildfire evidence during deposition of the Upper Famennian Hangen-berg event horizon from the Holy Cross Mountains (central Poland). Geol. Mag., 144: 569–595.

NICHOLS G. & JONES T.P. 1992 — Fusain in Carboniferous shallow marine sediments, Donegal, Ireland: the sedimentological effects of wildfire. Sedimentology, 39: 487–502.

ODUM E. P. 1982 — Podstawy ekologii. Wydanie III. Pañstw. Wyd. Rol. i Leœne: 661.

OESTERLEN P.M. & LEPPER J. 2005 — The Lower Karoo coal (k2–3) of the Mid-Zambezi basin, Zimbabwe: depositional analysis, coal Genesis and palaeogeographic implications. Int. J. Coal Geol., 61: 97–118.

PYNE S.J., ANDREWS P.L. & LAVEN R.D. 1996 — Introduction to Wildland Fire. J. Wiley, New York: 188.

ROWE N.P. & JONES T.P. 2000 — Devonian charcoal. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 164: 339–355.

SCOTT A.C. 1989 — Observations on the nature and origin of fusain. Int. J. Coal Geol., 12: 443–475.

SCOTT A.C. 2000 — The Pre-Quaternary history of fire. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 164: 281–329.

SCOTT A.C. 2002 — Coal petrology and the origin of coal macerals: a way ahead?. Int. J. Coal Geol., 50: 119–134.

SCOTT A.C. & GALTIER J. 1985 — The distrinution and ecology of early ferns. Proc. R. Soc. Edinburgh B., 86: 141–149.

SCOTT A.C., GALTIER J. & CLAYTON G. 1985 — A new late Tour-naisian (Lower Carboniferous) flora from the Kilpatrick Hills, Sco-tland. Rev. Palaeobot. Palynol., 44: 81–99.

SCOTT A.C. & JONES T.P. 1994 — The nature and influence of fire in Carboniferous ecosystems. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeo-ecol., 106: 96–112.

SCOTT A.C., GALTIER J., MAPES R.H. & MAPES G. 1997 — Pala-eoecological and evolutionary significance of anatomically preserved terrestrial plants in Upper Carboniferous marine goniatite bullions. J. Geol. Soc. London, 54: 61–68.

SCOTT A.C. & GLASSPOOL I.J. 2006 — The diversification of Pale-ozoic fire systems and fluctuations in atmospheric oxygen concentra-tion. Pross. Naconcentra-tion. Acad. Sci., 103: 10861–10865.

SCOTT A.C. & REX G.M. 1987 — The accumulation and preservation of Dinantian plants from Scotland and its borders, European Dinantian Environments. Geol. J., 12: 329–344.

SEMKIWA P., KALKREUTH W., UTTING J., MPANJU F. & HAGEMANN H. 2003 — The geology, petrology, palynology and geo-chemistry of Permian coal basins in Tanzania: 2. Songwe-kiwira Coal-field. Int. J. Coal Geol., 55: 157–186.

SINGH M.P. & SINGH P.P. 1996 — Petrographic characterization and evolutionof the Permian coal deposites of the Rajmahal basin, Bihar, India. Int. J. Coal Geol., 29: 93–118.

SINGH M.P. & SHUKLA R.R. 2004 — Petrographic characteristics and depositional conditions of Permian coals of Pench, Kanhan, and Tawa valley Coalfields of Satpura Basin, Madhya Pradesh, India. Int. J. Coal Geol., 59: 299–243.

SUN Y., PÜTTMANN W., KALKREUTH W. & HORSFIELD W. 2002 — Petrologic and geochemical characteristics of Seam 9–3 and Seam 2, Xingtai Coalfield, Northern China. Int. J. Coal Geol., 49: 251–262. UHL D. & KERP H. 2003 — Wildfires in the Late Palaeozoic of Cen-tral Europe — The Zechstein (Upper Permian) of NW — Hesse (Ger-many). Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 199: 1–15. UHL D., LAUSBERG S., NOLL R. & STAPF K.R.G. 2004 — Wildfi-res in the Late Palaeozoic of Central Europe — an overview of the Rotliegend (Upper Carboniferous–Lower Permian) of the Saar–Nahe Basin (SW Germany). Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 207: 23–35.

WELLMAN C.H., OSTERLOFF P.L. & MOHIUDDIN U. 2003 — Fragments of the earliest land plants. Nature, 425: 282–285.

WOLBACH W.B., GILMOUR I. & ANDERS E. 1990 — Major wild-fires at the Cretaceous/Tertiary boundary. Geol. Soc. Amer. Spec. Pap., 247: 391–400.

Praca wp³ynê³a do redakcji 16.07.2007 r. Po recenzji akceptowano do druku 05.10.2007 r.