Zapis
d
13C w osadach pogranicza dewonu i karbonu
w po³udniowej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich
Wies³aw Trela*, Jan Malec*
Carbon isotope record in sediments of the Devonian-Carboniferous boundary in the southern Holy Cross Mountains. Prz. Geol., 55, 5: 411–415.
S u m m a r y. Thed13C curve is presented for the Devonian-Carboniferous boundary (from the expansa to sandbergi conodont zones) outcropped at Kowala in the western Holy Cross Mountains, Poland. A positive carbon excursion is reported within micritic limestones corre-sponding to the upper (or even uppermost middle) praesulcata conodont zone, which coin-cides with the glacio-eustatic sea-level drop. The positive shift in the carbon isotope signature was preceded by a mass extinction of the ostracode, conodont and ammonite fauna coeval with the Hangenberg Event.
Key words: Carbon isotope signature, limestones, Devonian/Carboniferous boundary, Hangenberg Event, Holy Cross Mts.
Badania stabilnych izotopów wêgla odgrywaj¹ wa¿n¹ rolê w rekonstrukcji paleoklimatu, warunków paleoekolo-gicznych i zmian poziomu morza (Kump & Arthur, 1999; Saltzman i in., 2000; Munnecke i in., 2003; Brenchley, 2004; Cramer & Saltzman, 2006). Sk³ad izotopowy wêgla pochodz¹cego z jonu wodorowêglanowego zawartego w wodzie morskiej jest zmienny w czasie. Stosunek izoto-pów zapisuje siê w szkieletach organizmów, cementach wêglanowych lub wprost w osadach i w niektórych przy-padkach mo¿e byæ œledzony w skali globalnej (Veizer i in., 1999). Jednak¿e w³aœciwa interpretacja zapisu izotopowe-go wêgla wymaga okreœlenia wp³ywu ewentualnych zmian diagenetycznych, maskuj¹cych pierwotny sk³ad wy. Gwa³towne zmiany rejestrowane na krzywej izotopo-wej wêgla s¹ interpretowane jako zapis: 1) wahañ
pierwotnej produktywnoœci oceanu — usuwania 12
C z
wody morskiej, 2) dostawy CO2 ze stref spreadingu, 3)
zmiennego parowania w zbiorniku lub 4) wzmo¿onej ero-zji ska³ wêglanowych w warunkach subaeralnych (Kump & Arthur, 1999; MacKenzie & Lerman, 2006).
W niniejszym artykule przedstawiono wstêpne wyniki oznaczeñ izotopu wêgla w wapieniach pogranicza dewonu i karbonu, które ods³oniêto w rowie badawczym (o d³ugo-œci 84 m) wykonanym w Kowali — zachodnia czêœæ regio-nu kieleckiego Gór Œwiêtokrzyskich (ryc. 1). Szczegó³owa analiza geochemiczna (w tym krzywa zmiand18O) badanej sukcesji bêdzie przedmiotem odrêbnej publikacji przygo-towywanej przez autorów niniejszej pracy. Zapis izotopo-wy z Kowali skonfrontowano z krzyw¹ zmian poziomu morza i stanem wiedzy na temat przemian w ekosystemach na prze³omie dewonu i karbonu. Dokumentacja biostraty-graficzna badanych osadów jest zawarta w pracach: Malca (1995), Dzika (1997), Olempskiej (1997) oraz Filipiaka (2004). W profilu tym, cechuj¹cym siê ci¹g³ym zapisem sedymentacji miêdzy dewonem a karbonem, stwierdzono zmiany w sk³adzie gatunkowym zespo³ów konodonto-wych, amonitowych oraz ma³¿oraczkowych (Dzik, 1997; Olempska, 1997). Zapis litologiczny badanej sukcesji
zosta³ porównany przez Malca (1993, 1995) z klasycznym profilem pogranicza dewonu i karbonu Reñskich Gór £upkowych.
Litologia i stratygrafia
Mi¹¿szoœæ rzeczywista ods³oniêtej sukcesji osadowej, z uwzglêdnieniem œredniej wartoœci biegu i upadu warstw (ok. 80/40 N), wynosi oko³o 42 m. Wyró¿niono tu nastê-puj¹ce kompleksy litologiczne (w porz¹dku stratygraficz-nym) — rycina 2:
A — cienko³awicowe i gruz³owe wapienie
biomikryto-we (wakstony/madstony) z wk³adkami ³upków margli-stych, przewa¿nie zielonoszare lub lokalnie brunatne, o mi¹¿szoœci ok. 15 m; miejscami ³upki margliste przewa-¿aj¹ nad wapieniami (ryc. 2). W dolnej czêœci tej sukcesji wystêpuje 30 cm warstwa czarnych ³upków bitumicznych z licznymi ma³¿ami z rodzaju Guerichia i sp³aszczonymi klimeniami. W jej górnej czêœci, oko³o 2,8 m poni¿ej stro-pu, znajduje siê cienka (1,5 cm) warstewka czarnych ³upków wêglistych. W tym interwale stwierdzono ponadto obecnoœæ licznych ³odzików i klimenii reprezentowanych w wy¿szej czêœci przez formy z rodzaju Wocklumeria (Malec, 1993, 1995; Dzik, 1997). Wiek tych osadów doku-mentuj¹ konodonty, przewa¿nie palmatolepidy, charakte-rystyczne dla poziomu expansa oraz poziomu praesulcata — najwy¿szej czêœci górnego dewonu (Malec, 1995; Dzik, 1997). Zespó³ ma³¿oraczkowy w tej czêœci profilu Kowali jest reprezentowany przez bentosowe formy ekotypu turyngijskiego (kolczaste podokopidy) oraz planktoniczne formy ekotopu entomozoidowego (Olempska, 1997).
B — ¿ó³tobe¿owe i szare ³upki ilaste i mu³owce z
mate-ria³em piroklastycznym o mi¹¿szoœci 2,7 m s¹ korelowane z poziomem konodontowym praesulcata najwy¿szego dewonu (Malec, 1995; Dzik, 1997). W osadach tych stwierdzono odmienny, w stosunku do kompleksu A, zespó³ ma³¿oraczków, reprezentowany przez p³ytkowodne gatunki rodzajów: Healdia, Mauryella i Monoceratina (Olempska, 1997), oraz ma³o zró¿nicowany zespó³ kono-dontowy zdominowany przez jeden rodzaj — Protogna-thodus (Dzik, 1997). W tym interwale zanikaj¹ klimenie, trylobity i mszywio³y. W jego œrodkowej czêœci wystêpuj¹
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Œwiêtokrzyski, ul. Zgoda 21, 25-953 Kielce; wieslaw.trela@pgi.gov.pl
amonity z rodzaju Acutimitoceras, a w górnej — ma³¿e z rodzaju Guerichia (Malec, 1993, 1995). Ponadto w ni¿szej czêœci udokumentowano obecnoœæ licznych radiolarii (Olempska, 1997).
C — wapienie mikrytowe (madstony) prze³awicone
cienkimi wk³adkami ³upków marglistych o mi¹¿szoœci ok. 1,3 m. W dolnej czêœci dominuj¹ szare, masywne wapienie, natomiast w górnej — wiœniowe wapienie laminowane z
nielicznymi konodontami, liliowcami, otwornicami,
ma³¿ami i radiolariami.
D — osady marglisto-wapienne o mi¹¿szoœci ok. 18 m
z wk³adkami tufitów. Dominuj¹ zielonoszare ³upki margli-ste, które w œrodkowej czêœci s¹ prze³awicone cienkimi warstwami szarych, miejscami gruz³owych wapieni mikry-towych. Wiek tych osadów dokumentuj¹ konodonty pozio-mów: sulcata, duplicata i sandbergi dolnego turneju (Malec, 1995; Dzik, 1997). W schemacie litostratygraficz-nym karbonu œwiêtokrzyskiego osady te odpowiadaj¹ war-stwom radliñskim (sensu ¯akowa, 1981). W zespole ma³¿oraczkowym ponownie dominuj¹ formy typu
turyn-gijskiego, entomozoidowego oraz liczne gatunki rodzaju Bairdia (Olempska, 1997), wœród amonitów — podstawo-we typy morfologiczne znane z famenu, natomiast w ze-spole konodontowym przewa¿aj¹ formy z grupy Siphono-della (Dzik, 1997).
E — ³upki ilasto-krzemionkowe z cienkimi warstwami
radiolarytów i konkrecjami fosforytowymi, które Malec (1995) koreluje z poziomem konodontowym crenulata œrodkowego turneju. Wykszta³cenie tych osadów jest typo-we dla warstw zarêbskich (por. ¯akowa, 1981; Skompski, 2006).
Metodyka
Wykonano 42 oznaczenia stosunków izotopowych wêgla w próbkach wapieni mikrytowych (madstonów i wak-stonów). Materia³ zosta³ pobrany mikrowiertark¹ ze œwie-¿ego prze³amu mikrytowego t³a. Przed wyborem miejsc pobrania materia³u do analiz, zosta³y wykonane badania petrograficzne w mikroskopie polaryzacyjnym w celu
dolny karbon
Lower Carboniferous
górny dewon
Upper Devonian
dolny i œrodkowy dewon
Lower to Middle Devonian
dolny paleozoik Lower Palaeozoic permo-mezozoik Permian-Mesozoic 5 km Ostrówka Kowala Kielce 15km
Ryc. 1. Lokalizacja badanego profilu na tle fragmentu uproszczonej mapy geologicznej zachodniej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich (wg Szulczewskiego, 1995)
Fig. 1. Location of the examined section versus geological sketch map of the western Holy Cross Mountains (after Szulczewski, 1995)
®
Ryc. 2. Krzywa zmiand13C w osadach pogranicza dewonu i karbonu ods³oniêtych w rowie badawczym w Kowali; biostratygrafia wg Malca (1995) i Dzika (1997)
Fig. 2. Thed13C curve across the Devonian-Carboniferous boundary recorded in the sedimentary succession outcropped in Kowala; bio-stratigraphy after Malec (1995) and Dzik (1997)
czarne ³upki, radiolaryty
black shales, radiolarian cherts
³upki i mu³owce
shales and mudstones
czarne ³upki
black shales
³upki/mu³owce z wk³adkami wapieni
shales/mudstones with limestone interbeds
wapienie (gruz³owe) z wk³adkami ³upków
(nodular) limestones with shale interbeds
wapienie mikrytowe micritic limestones konkrecje weglanowe carbonate nodules 5m 0 1 2 3 -1 -2 -3
d
13 V-PBDC
‰
zdarzenie Hangenberg Hangenberg Event C B D E sandbergi duplicata sulcata praesulcata expansa crenulata warstwy z Radlina Radlin Beds warstwy z Zarêb Zarêby Beds KARBON DOLNY LOWER CARBONIFEROUS DEWON GÓRNY UPPER DEVONIAN 3 9 15 22 33 43 48 58 67 74 81 89 96 103 111 120 128 133 139 151 159 168 170-177 180 183c 186 188 192 202 208 215 223 229 235 famen Famennian turnej Tournaisian ? A próbki pobrane do analiz izotopowych samples collected for isotopic analysesustalenia sk³adu ska³ wytypowanych do badañ i wyelimi-nowania próbek, w których siê zaznaczy³y zmiany diage-netyczne, mog¹ce zak³óciæ pierwotny zapis izotopowy. Oznaczenie izotopu C wykonano w Instytucie Paleobiolo-gii PAN w Warszawie. Próbki wêglanowe rozpuszczono (przez 24 godz.) w 100% kwasie ortofosforowym w tempe-raturze 25°C. Sk³ad izotopowy wyekstrahowanego CO2 zmierzono trójkolektorowym spektrometrem Finnigan Mat Delta+. Wartoœcid13C podano w odniesieniu do wzor-ca V-PDB (Vienna Pee Dee Belemnite), z b³êdem standar-dowym wynosz¹cym 0,02‰.
Próbki do badañ pobrano g³ównie z kompleksów: A, C i D oraz dwie z kompleksu B. Najwiêcej próbek wapieni pobrano z interwa³ów: C (11 próbek, œrednio co 11 cm) oraz A (20 próbek, œrednio co 70 cm), z interwa³u D zaœ pobrano 10 próbek, g³ównie z czêœci œrodkowej (ryc. 2).
Zapis izotopowy
Wartoœci d13C próbek pochodz¹cych z kompleksu A
(poziomy expansa/praesulcata) s¹ wzglêdnie sta³e i miesz-cz¹ siê w przedziale od 1,01 do 1,77‰, poza dwoma prób-kami ze stropowej partii tego interwa³u, które rejestruj¹ znaczny spadek d13
C — maksymalnie -2,53‰ (ryc. 2). Nale¿y zwróciæ uwagê, ¿e zmiana sk³adu izotopowego w wy¿szej czêœci tego kompleksu jest zbie¿na z koñcem sedymentacji wapieni z Wocklumeria. Dwa oznaczenia z kompleksu B wskazuj¹, ¿ed13C ponownie roœnie do warto-œci w przedziale od 0,85‰ do 1,34‰, by osi¹gn¹æ maksi-mum w kompleksie C (górna czêœæ poziomu praesulcata), gdzie zarejestrowano równie¿ najwy¿sze pozytywne war-toœci w ca³ym profilu (ryc. 2). W obrêbie tej anomalii zaznaczaj¹ siê jednak przesuniêcia w kierunku ni¿szych wartoœci, nawet poni¿ej 0‰ (ryc. 2). Spadek wartoœcid13C o ponad 3‰ zarejestrowano w dwóch próbkach ni¿szej czêœci nastêpnego kompleksu — D (poziom sulcata), który zawiera znacznie mniej materia³u wêglanowego, co unie-mo¿liwi³o pobranie wiêkszej iloœci próbek (ryc. 2). Trudno zatem oceniæ, czy zmiana sk³adu izotopowego dotyczy ca³ego interwa³u, czy tylko jego czêœci. W œrodkowym odcinku kompleksu D (poziom duplicata)d13
C ponownie roœnie, maksymalnie do +1,5‰, a na granicy poziomów duplicata i sandbergi osi¹ga wartoœci ujemne (ryc. 2).
Zapis izotopowy a zmiany poziomu morza
Pogranicze dewonu i karbonu charakteryzuje siê nad-zwyczajn¹ zmian¹ w ró¿nych zespo³ach faunistycznych, która w literaturze jest opisywana jako zdarzenie (kryzys) Hangenberg (przegl¹d literatury w Walliser, 1996). Zda-rzenie to jest ³¹czone ze zmianami poziomu morza zareje-strowanymi w najwy¿szym dewonie, miêdzy doln¹ i górn¹ czêœci¹ poziomu praesulcata (Johnson i in., 1985; Sand-berg i in., 1986; Bless i in., 1993; Walliser, 1996). Dane z Ameryki Po³udniowej wskazuj¹, ¿e wahania poziomu morza w tym czasie mog³y byæ uwarunkowane rozwo-jem l¹dolodu na pó³kuli po³udniowej (Caputo, 1985; Streel i in., 2000). Zmiany w ekosystemach na prze³omie dewonu i karbonu udokumentowano równie¿ w obrêbie zespo³ów amonitowych, ma³¿oraczkowych i konodontowych Kowa-li — miêdzy kompleksami A i D (Dzik, 1997; Olempska,
Zapisd13
C z Kowali wskazuje na wahania sk³adu izoto-powego wody morskiej miêdzy póŸnym dewonem a
wcze-snym karbonem, a precyzyjne datowanie
bio-stratygraficzne pozwala korelowaæ odcinek krzywej o naj-wy¿szych wartoœciach ze zdarzeniem Hangenberg (ryc. 2). Pozytywn¹ anomaliê na krzywej izotopowej wêgla, zwi¹zan¹ z kryzysem Hangenberg, odnotowano równie¿ w Belgii (Buggisch & Joachimski, 2006), Alpach Karnic-kich i masywie reñskim (Kaiser i in., 2006). Jej obecnoœæ potwierdzaj¹ wczeœniejsze doniesienia o wysokich warto-œciach d13C zarejestrowanych w szkieletach ramieniono-gów (Brand i in., 2004). Buggisch i Joachimski (2006) s¹ zdania, ¿e wzrost wartoœcid13
C w osadach wêglanowych górnej czêœci (lub pogranicza œrodkowej i górnej czêœci) poziomu praesulcata jest zwi¹zany z ubytkiem w wodzie morskiej l¿ejszego izotopu wêgla, bêd¹cego efektem zwiê-kszonej pierwotnej produkcji organicznej. Zdaniem cyto-wanych autorów o¿ywienie produkcji organicznej by³o konsekwencj¹ wzmo¿onej dostawy substancji od¿yw-czych z l¹du, podlegaj¹cego erozji w czasie obni¿enia poziomu morza. Dane z wielu profili na œwiecie wskazuj¹, ¿e spadek poziomu morza odnotowany miêdzy œrodkow¹ a górn¹ czêœci¹ poziomu praesulcata by³ poprzedzony krótkotrwa³¹ transgresj¹, a jej zapisem facjalnym w Reñ-skich Górach £upkowych s¹ czarne ³upki (Bless i in., 1993; Walliser, 1996; Kaiser i in., 2006), natomiast w Kowali poprzedzi³a go nag³a zmiana litologii (przejœcie od wapieni kompleksu A do ³upków i mu³owców kompleksu B). Bada-nia izotopowe osadów pogranicza dewonu i karbonu z Alp Karnickich i masywu reñskiego dostarczy³y dodatkowych informacji dotycz¹cych parametrów geochemicznych zda-rzenia Hangenberg (Kaiser i in., 2006). W œrodkowej czê-œci poziomu praesulcata udokumentowano tam wysokie wartoœcid13
Corgczasowo odpowiadaj¹ce depozycji czarnych ³upków w Reñskich Górach £upkowych. W Kowali, równie¿ w œrodkowej czêœci poziomu praesulcata, mo¿na
obserwo-waæ wzrost d13C (próbka 151) od wartoœci ujemnych do
dodatnich (ryc. 2). Zarejestrowana w tej czêœci profilu (granica kompleksów A i B) zmiana sk³adu gatunkowego w zespole ma³¿oraczkowym mog³a byæ, zdaniem Olemp-skiej (1997), spowodowana deficytem tlenowy w strefie dennej zbiornika. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e zmiany te s¹ efektem oddzia³ywania „nowych” parametrów œrodowi-ska, zwi¹zanych z pulsem transgresywnym odpowiedzial-nym za depozycjê czarnych ³upków z Hangenbergu. Analizuj¹c zapis izotopowy pogranicza dewonu i karbonu, Kaiser i in. (2006) doszli do wniosku, ¿e w tym czasie (œrodkowa czêœæ doby praesulcata) nast¹pi³ wzrost poda¿y wêgla organicznego i w zwi¹zku z tym rozwój warunków beztlenowych w strefie dennej morza, a w konsekwencji masowe wymieranie ró¿nych grup organizmów. Zapisem zdarzenia anoksycznego zwi¹zanego z kryzysem Hangen-berg w basenie chêciñsko-zbrzañskim mo¿e byæ poziom bitu-miczny, wystêpuj¹cy w profilu kamienio³omu Kowala (Filipiak & Racki, 2005; Racki, 2006). Rozkwit pierwotnej produkcji organicznej spowodowa³ spadek ciœnienia atmos-ferycznego (obni¿enie zawartoœci CO2), czego nastêpstwem by³ rozwój l¹dolodu na Gondwanie i obni¿enie poziomu morza miêdzy œrodkow¹ a póŸn¹ dob¹ praesulcata (Kaiser i in., 2006).
podob-interwa³u dokumentuj¹cego kryzys biotyczny i jest œciœle zwi¹zana z niskim stanem morza. Podobny zapis izotopo-wy, zbie¿ny z niskim stanem morza i zlodowaceniem na kontynencie Gondwana, udokumentowano równie¿ pod koniec ordowiku (Brenchley, 2004). Wzrost wartoœcid13
C w tym czasie (póŸny aszgil) by³ zdaniem Kumpa i in. (1999) efektem erozji chemicznej wynurzonych platform wêglanowych, sk¹d pochodzi³ ciê¿szy izotop wêgla dostar-czany w znacznych iloœciach do oceanu. WyraŸna analogia miêdzy zapisami izotopowymi, warunkami klimatycznymi i sytuacj¹ oceanograficzn¹ koñca dewonu i ordowiku pozwala przypuszczaæ, ¿e anomalia na krzywej wêglowej górnej czêœci poziomu praesulcata ma zwi¹zek z procesem podobnym to tego, który zaszed³ w póŸnym aszgilu.
Spadek wartoœci d13C w ni¿szej czêœci kompleksu D
oraz towarzysz¹c¹ mu zmianê litologii mo¿na ³¹czyæ z pul-sem transgresywnym na pocz¹tku doby sulcata lub nawet pod koniec praesulcata (Bless i in., 1993). W sp¹gowej partii tego kompleksu litologicznego Dzik (1997) odnoto-wa³ spadek frekwencji konodontów rodzaju Protognatho-dus, œwiadcz¹cy jego zdaniem o stopniowym pog³êbianiu
basenu sedymentacyjnego. Ponowne przesuniêcie d13
C w kierunku wartoœci dodatnich (do 1,54‰), w œrodkowej czêœci kompleksu D, jest zbie¿ne z dominacj¹ w zespole konodontowym form z rodzaju Pinacognathus i Siphono-della (Dzik, 1997).
Wnioski
Zapis d13C w wapieniach (madsonach i wakstonach)
pogranicza dewonu i karbonu ods³oniêtego w Kowali wskazuje na wahania sk³adu izotopowego badanych osa-dów. Datowanie biostratygraficzne pozwala przypuszczaæ, ¿e odcinek krzywej izotopowej wêgla o najwy¿szych war-toœciach (maks. 2,73‰) jest œciœle zwi¹zany ze zdarzeniem Hangenberg. Anomaliê izotopow¹ poprzedzi³ kryzys bio-tyczny odnotowany w interwale miêdzy œrodkow¹ a górn¹ czêœci¹ poziomu praesulcata. Wzrost wartoœcid13C zareje-strowany w profilu Kowali mo¿na ³¹czyæ z glacieustatycz-nym spadkiem poziomu morza pod koniec dewonu.
Literatura
BLESS M.J.M., BECKER R.T., HIGGS K., PAPROTH E. & STREEL M. 1993 — Eustatic cycles around the Devonian-Carboniferous boundary and the sedimentary and fossil record in Sauerlnd (Federal Republic of Germany). Ann. Soc. Géol. Belg., 115: 689–702.
BRAND U., LEGRAND-BLAIN M. & STREEL M. 2004 — Bioche-mostratygraphy of the Devonian-Carboniferous boundary global strato-type section and point, Griotte Formation, La Serre, Montagne Noire, France. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 205: 337–357. BRENCHLEY P.J. 2004 — End Ordovician Glaciation. [In:] Webby B.D., Paris F., Drosser M.L. & Persival I.G. (eds) The Great Ordovician Bio-diversification Event. Columbia Univ. Press, New York: 81–83. BUGGISCH W. & JOACHIMSKI M.M. 2006 — Carbon isotope strati-graphy of the Devonian of Central and Southern Europe. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 240: 68–88.
CAPUTO M.V. 1985 — Late Devonian glaciation in South America. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 51: 291–317.
CRAMER B.D. & SALTZMAN M.R. 2006 — Fluctuations in epeiric sea carbonate production during Silurian positive carbon isotope excur-sions: A review of proposed paleoceanographic models. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 245: 37–45.
DZIK J. 1997 — Emergance and succession of Carboniferous conodont and ammonid communities in the Polish part of the Variscan sea. Acta Palaeont. Pol., 42: 57–170.
FILIPIAK P. 2004 — Miospore Stratigraphy of Upper Famennian and Lower Carboniferous deposits of the Holy Cross Mountains (central Poland). Rev. Palaeobot. Palynol., 128: 291–322.
FILIPIAK P. & RACKI G. 2005 — Unikatowy zapis dewoñskich zda-rzeñ beztlenowych w profilu kamienio³omu Kowala k. Kielc. Prz. Geol., 53, 10/1: 846–847.
JOHNSON J.G., KLAPPER G. & SANDBERG C.A. 1985 — Devonian eustatic fluctuations in Euramerica. Geol. Soc. Amer. Bull., 96: 569–587. KAISER S.I., STEUBER T., BECKER T.R., JOACHIMSKI M.M., 2006 — Geochemical evidence for major environmental change at the Devonian-Carboniferous boundary in the Carnic Alps and the Rhenish Massif. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 240: 146–160. KUMP L.R. & ARTHUR M.A. 1999 — Interpretation carbon-isotope excursions: carbonates and organic matter. Chem. Geol., 161: 181–198. KUMP L.R, ARTHUR M.A., PATZKOWSKY M.E., GIBBS M.T., PINKUS D.S. & SHEEHAN P.M. 1999 — A weathering hypothesis for
glaciation at high atmospheric pCO2during the Late Ordovician.
Palae-ogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 152: 173–187.
MACKENZIE F.T. & LERMAN A. 2006 — Carbon in the Geobio-sphere - Earth's Outer Shell. Springer.
MALEC J. 1993 — Profil z pogranicza dewonu i karbonu w Kowali (informacje wstêpne). Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 49: 71–72. MALEC J. 1995 — Devonian/Carboniferous boundary [In:] 13th Inter-national Congress on Carboniferous-Permian. August 28-September 2, Szulczewski M. & Dvorak J. (eds) Guide to Excursion B4: Evolution of the Polish-Moravian carbonate platform in the Late Devonian and Early Carboniferous: Holy Cross Mts., Kraków Upland, Moravian Karst. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 15–16.
MUNNECKE A., SAMTLEBEN C. & BICKERT T. 2003 — The Irevi-ken Event in the lower Silurian of Gotland, Sweden - relation to similar Palaeozoic and Proterozoic events. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palae-oecol., 195: 99–124.
OLEMPSKA E. 1997 — Changes in benthic ostracods assemblages across the Devonian-Carboniferous boundary in the Holy Cross Moun-tains, Poland. Acta Palaeont. Pol., 42: 291–332.
RACKI G. 2006 — Œwiêtokrzyski zapis globalnych zdarzeñ biotycznych. [W:] Skompski S. & ¯yliñska A. (red.) Procesy i Zdarzenia w Historii Geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich: 77 Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 63–64. SALTZMAN M.R., RIPPERDAN B., BRASIER M.D., LOHMANN K.C., ROBISON R.A., CHANG W.T., PENG S., ERGALIEV E.K. & RUNNEGAR B. 2000 — A global carbon isotope excursion (SPICE) during the Late Cambrian: relation to trilobite extinctions, organic-mat-ter burial and sea level. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 162: 211–223.
SANDBERG Ch.A., GUTSCHICK R.C., JOHNSON J.G., POOLE F.G. & SANDO W.L. 1986 — Middle Devonian to Late Mississippian event stratigraphy of overthrust belt region, western United States. Ann. Soc. Géol. Belg., 109: 205–207.
SKOMPSKI S. 2006 — Karbon Gór Œwiêtokrzyskich. [W:] Skompski S. & ¯yliñska A. (red.) Procesy i Zdarzenia w Historii Geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich: 77 Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geolo-gicznego. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 65–66.
STREEL M., CAPUTO M.V., LOBOZIAK S. & MELO J.H.G. 2000 — Late Frasnian-Famennian climates based on palynomorph analyses and the question of the Late Devonian glaciations. Earth Sci. Rev., 52: 121–173. SZULCZEWSKI M. 1995 — Devonian succession in the Kowala quarry and railroad cut. [In:] 13th International Congress on Carboniferous-Per-mian. August 28-September 2, Szulczewski M. & Dvorak J. (eds) Guide to Excursion B4: Evolution of the Polish-Moravian carbonate platform in the Late Devonian and Early Carboniferous: Holy Cross Mts., Kraków Upland, Moravian Karst. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 13–15. WALLISER O. 1996 — Global Events in the Devonian and Carbonife-rous. [In:] Walliser O.H. (ed.) Global events and event Stratigraphy in the Phanerozoic. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg: 225–250. VEIZER J., ALA D., AZMY K., BRUCKSCHEN P., BUHL D., BRUHN F., CARDEN G.A.F., DIENER A., EBNETH S., GODDÉRIS Y., JASPER T., KORTE C., PAWELLEK F., PODLAHA O.G. & STRAUSS H. 1999
— 87Sr/86Sr,d13
C andd18
O evolution of Phanerozoic sea water. Chem. Geol., 161: 59–88.
¯AKOWA H. 1981 — Rozwój i stratygrafia karbonu Gór Œwiêtokrzyskich. [W:] ¯akowa H. (red.) Przewodnik 53 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego. Wyd. Geol., Warszawa: 89–100. Praca wp³ynê³a do redakcji 9.1.2007 r.
