Zespo³y Chitinozoa serii ordowickiej otworu Kêtrzyn IG 1 (NE Polska)
Zdzis³aw Modliñski*, Jaak Nõlvak**, Bronis³aw Szymañski*
Chitinozoan biozonation of the Ordovician succesion in the borehole Kêtrzyn IG 1 (NE Poland). Prz. Geol., 50: 1149–1158.
S u m m a r y. The Ordovician carbonate sequence in the Kêtrzyn IG 1 borehole (depth 1544,5–1612,7 m) contains diversified, abun-dant Chitinozoa assemblage. 48 taxons were identified which document 6 standard zones of regional Baltoscandian scale: stentor, hirsuta, barbata, fungiformis, bergstroemi, fragilis. In the two zones fungiformis and bergstroemi were identified: in the fungiformis — the angusta subzone and in the bergstroemi — the cervicornis subzone (fig. 3). Definition of extent and boundaries as well as position in the profile of the distinguished zones and subzones enables precise correlation of the Ordovician carbonate sequence of the Kêtrzyn IG 1 borehole with the isochronous profiles in the adjacent Polish areas (Proniewicze IG 1, Klewno 1, Sokolica 1 borehole), in Estonia (Rapla 1, Tartu (453), Taga–Roostoja (25A) (borehole, and in western Volhynia, Ukraine) Kowel 1 (no 5415) borehole.
Key words: NE Poland, Baltic Depression, Ordovician, biostratigraphy, Chitinozoa
W ramach wspó³pracy Pañstwowego Instytutu Geolo-gicznego z Institute of Geology at Tallinn Technical
University w latach 1999–2001 wykonano badania
mikroszcz¹tków Chitinozoa serii ordowickiej z polskich otworów wiertniczych Proniewicze IG 1 (g³êb. 601,7–647,45 m) i Kêtrzyn IG 1 (g³êb. 1544,5–1612,7 m). Pierwszy z nich zlokalizowany by³ w czêœci wschodniej obni¿enia podlaskiego, drugi — w œrodkowej czêœci obni¿-enia ba³tyckiego (ryc. 1). Zasadnicze rezultaty badañ stra-tygraficzno-paleontologicznych pierwszego profilu autorzy przedstawili we wczeœniejszej publikacji (Modliñ-ski i in., 2002), drugiego — stanowi¹ przedmiot niniejszej publikacji. Koszty prac strony polskiej zosta³y sfinansowa-ne ze œrodków KBN (Modliñski i in., 2001).
Zapis depozycyjny ordowiku profilu Kêtrzyn IG 1 (g³êb. 1544,5–1612,7 m) tworzy urozmaicony litologicz-nie kompleks ska³ osadowych o litologicz-nieznacznej mi¹¿szoœci (68,5 m). Zdecydowana ich wiêkszoœæ to ska³y wêglanowe o charakterze kalcyklastyków i kalcysilikoklastyków (ok. 83,0%): wapienie, wapienie dolomityczne, wapienie z ooidami ¿elazistymi oraz wapienie piaszczyste, wapienie margliste i margle. Zupe³nie podrzêdny udzia³ maj¹ ska³y niewêglanowe: terygeniczne o ró¿nej kategorii wielkoœcio-wej ziarn (ok. 16,5%) — ilaste i ilasto-mu³owcowme oraz chemogeniczne — glaukonityty (ok. 0,5%). Mi¹¿szoœæ serii osadów ordowickich wynosi: wed³ug danych wiertni-czych 68,5 m, natomiast wed³ug interpretacji pomiarów geofizyki otworowej (PG, PNG, PO) — 66,5 m (ryc. 2).
Zespó³ skalny ordowiku u³o¿ony jest niezgodnie sedy-mentacyjnie na osadach silikoklastycznych poziomu
Para-doxides paradoxissimus kambru œrodkowego (Lendzion,
1983), a przykryty jest w stropie osadami wêglanowo-mar-glistymi syluru dolnego (landower). Zapis stratygraficzny serii tworz¹ udokumentowane paleontologicznie osady: arenigu, lanwirnu sensu Fortey i in. (1995), karadoku i aszgilu (ryc. 2).
Zakresem badañ objêto seriê ska³ wêglanowych œrod-kowego i górnego ordowiku z interwa³u 1544,5–1612,7 m (68,2 m) oraz wapienno-marglistych najni¿szego syluru (g³êb. 1535,0–1544,5 m). Z analizowanego odcinka
zg³êbionego pe³nordzeniowo dysponowano w sumie 75,0 m skalnego materia³u rdzeniowego, z którego pobrano i pod-dano standardowej technice preparacji ³¹cznie 46 próbek o wadze od ok. 0,15 do 0,4 kg, przeciêtnie — 0,25 kg. Szcz¹tki Chitinozoa stwierdzono w maceratach 33 próbek (ok. 71%), pozosta³e próbki okaza³y siê negatywne (29%): cztery (nr 824, 822, 821, 815) z pogranicza ordowiku i syluru (g³êb. 1543,0–1554,9 m) oraz dziewiêæ (nr 790 –781) — z osadów piêtr lasnamägi, aseri, kunda i volkhov (g³êb. 1585,0–1612,0 m). Rozmieszczenie próbek, ich g³êbokoœæ, charakter litologiczny i pozycjê stratygraficzn¹ przedstawia ryc. 3.
Jako podstaw¹ przy klasyfikacji i nazewnictwie wapie-ni pos³u¿ono siê nomenklatur¹ Dunhama (1962) i Chilin-gara i in. (1967), a ska³ klastycznych — nomenklatur¹ Dotta w modyfikacji Pettijohna, Pottera i Sievera (1972). Za górn¹ granicê wielkoœci ziarn dla mikrytu przyjêto 0,004 mm, tj. wartoœæ 8,0 w skali phi. Zgodnie z tym, matrix w opisanych ska³ach oznacza g³ównie spoiwo mikrytowe (Folk, 1959, 1968).
Zasady terminologii petrograficznej wzorowano na
S³owniku Petrograficznym (Ryka & Maliszewska, 1982),
podstawy klasyfikacji oraz polskie nazwy struktur sedy-mentacyjnych — na podrêczniku Zarys sedymentologii (Gradziñski i in., 1986), a interpretacje stratygraficzne — na regionalnym podziale ba³toskañskim zestawionym przez Ntlvaka & Grahna (1993) oraz Ntlvaka (1999a).
Zasadnicze dane dotycz¹ce rozwoju badañ oraz litolo-gii, stratygrafii i facji ordowiku obni¿enia ba³tyckiego zna-leŸæ mo¿na w publikacjach i materia³ach archiwalnych m.in. nastêpuj¹cych autorów: Tomczykowa (1962, 1964), Turnau-Morawska (1971), Bednarczyk (1968, 1996, 1998a, b), Langier-KuŸniarowa (1967, 1971, 1974), Jaworowski & Modliñski (1972), £¹cka (1986, 1990), Nehring-Lefeld (1969), Modliñski (1966, 1982), Modliñ-ski & PokorModliñ-ski (1969), ModliñModliñ-ski & SzymañModliñ-ski (1972, 1997), Podhalañska (1980), Szymañski (1984, 1999), Szczepanik (2000).
Fotograficzna dokumentacja wybranych form Chitino-zoa z otworu Ketrzyn IG 1 jest przedstawiona w pracy F. Parisa i Ntlvaka (1999). Zbiory Ÿród³owych materia³ów dokumentacyjnych zdeponowano: kolekcjê okazów Chiti-nozoa — w Instytucie Geologii Technicznego Uniwersy-tetu w Tallinie; próby litologiczne i p³ytki cienkie — w Zak³adzie Geologii Regionalnej i Naftowej PIG w Warsza-wie.
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; zmod@pgi.waw.pl; bszy@pgi.waw.pl
**Instytut of Geology, Tallinn Technical University, 7 Esto-nia Ave., 10143 Tallinn, EstoEsto-nia; nolvak@gi.ee
Zrealizowane prace prowadzono w ramach tematu „Biostratygraficzne badania porównawcze kambru i ordo-wiku polskiej i estoñskiej czêœci platformy wschodnioeu-ropejskiej” (poz. pl. 6.22.1204.00.0), zatwierdzonego na podstawie Umowy i Programu Wspó³pracy miêdzy Mini-strem OŒZNiL Rzeczpospolitej Polskiej i MiniMini-strem Ochrony Œrodowiska Republiki Estonii.
Litologia
Zapis depozycyjny cz³onu wêglanowego ordowicku analizowanego profilu sk³ada siê — najogólniej bior¹c — z szeœciu podstawowych odmian litologicznych ska³, ró¿-ni¹cych siê zawartoœci¹ i rodzajem sk³adników ziarno-wych, uziarnieniem i stopniem ich wysortowania, wzajemnymi relacjami iloœciowymi miêdzy nimi, wreszcie sk³adem i charakterem spoiwa. S¹ to: wapienie organode-trytyczne z glaukonitem, wapienie organodeorganode-trytyczne, wapienie z okruchami fauny, wapienie organodetrytyczne z ooidami ¿elazistymi, wapienie piaszczyste oraz wapienie margliste i margle. Ich rozmieszczenie i zgeneralizowane nastêpstwo pionowe, wzajemne relacje mi¹¿szoœciowe, charakter teksturalny oraz zasiêg
stratygraficzny przedstawiono na ryc. 2.
Zasiêg ska³ pierwszych trzech wyró¿nionych odmian jest przy-porz¹dkowany dolnej czêœci sekwencji ordowickiej odpowied-nio (ryc. 2): wapienie organode-trytyczne z glaukonitem i wapienie organodetrytyczne w czêœci zdolo-mityzowane o charakterze tekstural-nym pakstonów i wakstonów bioklastycznych (trylobitowo-ra-mienionogowych i trylobitowych) — arenigowi (g³êb. 1598,3–1612,7 m); wapienie organodetrytyczne typu greinstonów nych i pakstonów bioklastycz-nych lanwirnowi i dolnej czêœci kukruse (g³êb. 1576,9–1598,3 m), a wapienie organodetrytyczne z ooidami ¿elazistymi i wapienie z okruchami fauny typu greinsto-nów bioklastycznych i biokla-styczno-ooidowych — górnej czêœci kukruse i dolnej czêœci idave-rejohvi-keila (g³êb. 1571,7–1576,9 m). Z pozosta³ych trzech odmian wapienie margliste i margle o cechach wakstonów i pakstonów bioklastycznych z podrzêdnym udzia³em zailonych madstonów buduj¹ górnokaradocko (oandu–rakve-re)–aszgilski odcinek profilu (g³êb. 1546,5–1571,7 m, natomiast wapienie piaszczyste typu paksto-nów bioklastycznych — czêœæ przystropow¹ aszgilu) g³êb. 1544,5–1545,2 m (ryc. 2).
Sk³ad granulometryczny i stopieñ wysortowania mate-ria³u ziarnowego wiêkszoœci badanych ska³ wêglanowych odpowiada kalkarenitom w rozumieniu Chilingara i in. (1967) — najczêœciej œrednio-, rzadziej drobnookrucho-wym. Ska³y grupy kalcysilitów s¹ reprezentowane mi¹¿szoœciowo podrzêdnie. Ich wyst¹pienia koncentruj¹ siê w dwu ró¿nowiekowych segmentach profilu: dolnym — arenidzkim (volkhov) i górnym — górnokaradoc-ko-aszgilskim (ryc. 2).
Iloœciowe relacje poszczególnych odmian litologicz-nych ska³ wêglanowych kszta³tuj¹ siê nastêpuj¹co. Zasad-niczy komponent litologiczny profilu tworz¹ dwie odmiany ska³ wêglanowych typu kalcysilikoklastyków (61,0%): czerwonobrunatne wapienie organodetrytyczne i wapienie margliste o charakterze pakstonów–wakstonów bioklastycznych (ok. 21%) oraz szare i szarozielone wapie-nie piaszczyste, wapiewapie-nie margliste i margle typu waksto-nów bioklastycznych, stanowi¹ce iloœciowo ³¹cznie ok. 40,0% mi¹¿szoœci serii. Zdecydowanie ni¿szy udzia³ maj¹ ska³y grupy kalcyklastyków reprezentowane przez pstre, plamiste wapienie organodetrytyczne, wapienie z okrucha-mi fauny i wapienie organodetrytycze z ooidaokrucha-mi
¿elazisty-Kêtrzyn IG-1 Proniewicze IG-1 Rapla 1 Tartu (453) POLSKA LITWA £OTWA
R
O
SJA
ESTONIA
ROSJA BIA£O RUŒ k o n fa c j a p ó ³ no c n o - e s to ñ s k a kon fa cja cen tra lno -ba ³ty cko -s kan d yna w ska ko n fa c ja sk a ñ sk a ko nf ac j a l it ew sk a 20° 18° 22° 24° 26° 56° 54° 58° 0 50 100 150km Taga-Roostoja /25A/ Shkrumagi KaugatumaOhesaare Ikla Valga
Aluksene Kolka Ruhnu Klewno 1 Sokolica 1 Mieroszyno 8 Dêbki 3 Piaœnica 2 Bia³ogóra 1 2 ods³oniêcia outcrops
opracowane profile wiertnicze
investigated Ordovician sections
obecny zasiêg osadów ordowiku
present extent of the Ordovician carbonate deposits granice konfacjiboundaries of the confacies belts
inne profile wiertnicze
other Ordovician sections
Ryc. 1. Mapa rozk³adu konfacji w ordowickim paleobasenie ba³tyckim (wg Jaanusson, 1976) Fig. 1. Map of the Baltic Ordovician confacies belts (after Jaanusson, 1976)
mi typu greinstonów bioklastycznych i bioklastyczno-ooidowych oraz pakstonów bioklastycz-nych (39,0%). Ich wyró¿nikiem jest relatywnie wysoka zawartoœæ (30–40%) w sk³adzie ziarnowego materia³u bio-genicznego szcz¹tków szkieletowych epifauny bentosu sesylnego (szkar³upnie, mszywio³y).
Z zasiêgów pionowych i relacji mi¹¿szoœciowych g³ównych odmian ska³ wêglanowych wynika, ¿e ich sekwencja ma wyraŸnie trójdzielny charakter litologiczny. Czêœæ dolna (g³êb. 1598,3–1612,7 m) i górna (g³êb. 1544,5–1558,6 m) profilu jest zbudowana g³ównie z ska³ grupy kalcysylikoklastyków typu wapieni organodetry-tycznych, wapieni piaszczystych, wapieni marglistych i margli (ryc. 2), natomiast œrodkowa z kalcyklastyków (g³êb. 1571,3–1598,3 m): wapieni organodetrytycznych, wapieni organodetrytycznych z ooidami i wapieni z okru-chami fauny. Zespo³y skalne tych trzech jakoœciowo ró¿-nych segmentów profilu s¹
rozdzielane dobrze czytelnymi powierzchniami nieci¹g³oœci sedymentacyjnych: dolna i œrod-kowa — w stropie serii paksto-nów–wakstonów
bioklastycznych arenigu (g³êb. 1598,3 m) oraz œrodkowa i górna — w stropie pakietu szarych i szarozielonych wapieni organo-detrytycznych typu pakstonów bioklastycznych piêtra keila (g³êb. ok. 1576,9 m).
Zespó³ ska³ serii wêglanowej zawiera bogate spektrum struk-tur sedymentacyjnych i defor-macyjnych. Ich zbiór tworz¹: liczne — zw³aszcza w volkhov-sko-lanwirñskim odcinku profi-lu (g³êb. 1580,0–1612,7 m) — nierówne, szorstkie i g³adkie powierzchnie nieci¹g³oœci sedy-mentacyjnych o genezie
suba-kwalnej, œród- i
miêdzywarstwowe rozmycia erozyjne, œlady dzia³alnoœci ¿yciowej organizmów oraz nie-liczne mikrostylolity o ró¿nej genezie. Z powierzchniami nie-ci¹g³oœci
volkhovsko-lanwirñ-skiego odcinka profilu
nierzadko wspó³wystêpuj¹ lami-narne formy stromatolitów pochodzenia biogenicznego, cienkie pow³oki skondensowa-nych osadów rezydualskondensowa-nych (lag
deposits) oraz produkty
minera-lizacji ¿elazistej (goetyt) i fosfo-ranowej (apatyt), zawieraj¹ce miejscami formy indukowane przez czynniki biogeniczne (endobionty).
Zespó³ ska³ wêglanowych w górnej czêœci sekwencji uzu-pe³nia pakiet ska³
niewêglano-wych o nieznacznej mi¹¿szoœci (g³êb. 1558,6–1569,6 m). S¹ to szare i szarozielonkawe i³owce w czêœci laminowane, partiami w ró¿nym stopniu wapniste ze sk¹pym detrytusem fauny (fm. i³owców z Sasina) A3(sensu Modliñski &
Szy-mañski 1997).
Zapis depozycyjny serii wêglanowej wyró¿nia rela-tywnie wysoki udzia³ ska³ wêglanowych o pstrym, czerwo-nobrunatnym zabarwieniu (ok. 48%). Interwa³y ich wystêpowania przyporz¹dkowane s¹ dwu ró¿nym wieko-wo fragmentom profilu: dolnemu — z przedzia³u are-nig–lasnamägi (g³êb. 1583,4–1612,7 m) oraz górnemu — obejmuj¹cemu piêtro pirgu (g³êb. 1554,9–1558,6 m).
Zró¿nicowanie sk³adu litologicznego serii wêglanów ordowickich profilu Kêtrzyn IG 1 prowadzi do wniosku o niejednorodnym charakterze facjalnym ich sekwencji. Czêœæ dolna profilu z interwa³u volkho–vlasnamägi repre-zentuje osady konfacji centralno-ba³tycko-skandynawskiej
piaskowce drobnoziarniste
fine-grained sandstones
i³owce
claystones
wapienie organodetrytyczne z glaukonitem
organodetritic limestones with glauconites
wapienie organodetrytyczne z ooidami ¿elazistymi
organodetritic limestones with ferrugineous ooids
wapienie organodetrytyczne
organodetritic limestones
wapienie z okruchami fauny
limestones with fauna remains
wapienie margliste i margle
marly limestones and marls
glaukonityty
glauconitites
pakstony i wakstony bioklastyczne
bioclastic packstones and wackestones
greinstony bioklastyczno-ooidowe bioclastic-ooids grainstones greinstony bioklastyczne bioclastic grainstones pakstony bioklastyczne bioclastic packstones wakstony bioklastyczne bioclastic wackestones glaukonit glauconite ooidy ¿elaziste ferrugineous ooids
osady o pstrym zabarwieniu
variegated deposits
powierzchnie nieci¹g³oœci sedymentacyjnych
surfaces of discontinuity
S – sylur dolny1 Lower Silurian
Cm – kambr œrodkowy2 Middle Cambrian
wapienie piaszczyste sandy limestones 1544,50 1554,90 1558,60 1562,30 1569,60 1573,80 1580,00 1583,40 1591,10 1598,30 1606,65 1613,00 TREMADOK ARENIG LANWIRN KARADOK ORDOWIK PAKEROR T U H A K U KUKRUSE IDA VERE JOHVI KEILA OANDU RAKVERE NABALA VORMSI PIRGU PORKUNI VOLK- HOV KUN- DA ASE- RI LA S-N A-M AG I
HUNNE- BERG-BIL- LINGEN
KÊTRZYN IG 1 S1 ASZGIL 1612,70 VARANGU Cm2 1607,0 1540,5 PNG PG
Ryc. 2. Profil litologiczno-petrograficzny serii ordowickiej otworu wiertniczego Kêtrzyn IG 1 Fig. 2. Lithologic and petrographic sections of the Ordovician in the Kêtrzyn IG 1 borehole
(=facja szwedzko-³otewska sensu Männil, 1966), odpowia-daj¹cej wewnêtrznym partiom ordowickiego paleobasenu ba³tyckiego (Jaanusson, 1976, 1995), górna natomiast odpowiednio: w przedziale uhaku–keila i nabala–porkuni — konfacji litewskiej, a w przedziale oandu–rakvere — strefie przejœciowej miêdzy konfacjami litewsk¹ i central-no-ba³tycko-skandynawsk¹ (Plma, 1973, 1982).
Rozmieszczenie Chitinozoa w profilu
Zasadnicze elementy rozmieszczenia i sk³adu taksono-micznego Chitinozoa oparto na studium wystêpowania ich szcz¹tków w 46 próbkach ( nr 828–781), pochodz¹cych z osadów œrodkowego i górnego
ordowiku (g³êb. 1544,5–1612,7 m; 68,2 m) oraz najni¿szego syluru (g³êb. 1535,0–1544,5 m; ryc. 3). Schemat rozmieszczenia i rozmiar analizowanych próbek s¹ zgodne z powszechnie przyjê-tymi standardami: ich odleg³oœæ zmienia siê w przedziale 0,5–3,7 m, najczêœciej wynosi ok. 1,5 m, natomiast ciê¿ar waha siê w gra-nicach 0,15–0,45 kg, przeciêtnie wynosi ok. 0,25 kg. Z macera-tów 33 próbek, tj. 71% ogólnej ich liczby, uzyskano szcz¹tki Chitinozoa, pozosta³e próbki okaza³y siê negatywne: cztery ( nr 824, 822, 821, 815) z najni¿-szego syluru oraz dziewiêæ ( nr 790–781) z osadów piêtr volkhov, kunda, aseri i lasnamägi (ryc. 3). Zbiór ostatniej grupy próbek pochodzi z czerwonobrunatnych wêglanów czêœciowo zrekrysta-lizowanych i zdolomityzowanych (Langier-KuŸniarowa, 1971, 1974). Stan zachowania mikroszcz¹tków Chitinozoa jest wyraŸnie zró¿ni-cowany: przeciêtnie lepszy w wapieniach lanwirnu–najni¿sze-go karadoku (próbki nr 791–803), wyraŸnie gorszy — w osadach marglisto-ilastych piê-ter oandu–rakvere (próbki nr 814–820). Z osadów pierwszego interwa³u okazy w wiêkszoœci s¹ trójwymiarowe; z osadów dru-giego — sp³aszczone, czêsto pokruszone i niekompletne. Zidentyfikowano ³¹cznie 48 tak-sonów Chitinozoa, w tym: 25 form z osadów dolnej czêœci sekwencji (g³êb. 1572,1–1585,5 m) oraz 13 form z osadów czêœci górnej (g³êb. 1544,5–1572,1 m). Interwa³ wystêpowania okazów pozosta³ych 10 taksonów okaza³ siê byæ wspólny dla osadów zarówno dolnego, jak i górnego
odcinka sekwencji. Zestawienie oznaczonych form oraz stwierdzone ich zasiêgi stratygraficzne przedstawia ryc. 3.
Sposób rozmieszczenia oraz czêstoœæ wystêpowania mikroszcz¹tków Chitinozoa w profilu wykazuje wyraŸnie dwudzielny rozk³ad. Czêœæ dolna sekwencji lanwirn górny (uhaku)–karadok dolny (keila) zawiera materia³ relatywnie bardziej urozmaicony taksonomicznie i iloœciowo obfity, natomiast górna (karadok górny–aszgil) — wyraŸnie mniej zró¿nicowany taksonomicznie i ubo¿szy iloœciowo (ryc. 3). Z ³¹cznej liczby 35 taksonów, stwierdzonych w osadach dol-nej czêœci sekwencji, jedynie 10 form, tj. ok. 40%, pojawia siê w osadach czêœci górnej. Zró¿nicowanie zespo³u Chiti-nozoa w osadach dolnego i górnego odcinka profilu wi¹¿e
1535,0 [m] 1544,5 1545,2 1554,9 1558,6 1562,3 1569,6 1570,3 1572,1 1573,8 1583,4 1580,0
S
1O
3 NABALA UHAKU HALJALA Idavere Subst. KEILA KUKRUSE nu m erp ró bk i nu m be ro fs am pl e OANDU VORMSI PORKUNI LANDOWER PIRGU RAKVERE ?LASNAMÄGI 791 793 794 795 796 797 798 799 801 803 804 805 806 808 810 811 812 813 814 815 816 818 819 820 821 822 823 824 825 826 827 828 817 809 807 802 800 792 Cy at hoc h. jagoval ens is Rhabdoc hi tina gr aci lis Spi nac hi tina sue ci ca Spi nac hi ti na mul tir adi at a Spi nac hi tina ce rv ic or ni s Cal pi chi ti na le cani ell a De sm oc hi ti na cf . lat a Conoc hi tina dolos a R habdoc hi ti na magna R habdochi ti na sp.1 P is til lac hi ti na ele gans P is til lac hi tina sp. 1 Cy at hoc hi ti na cal ix D esm oc hi ti na elongat a D esm oc hi tina am phor ea D esm oc hi ti na er inac ea De smoc hi ti na juglandi for m is De smoc hi ti na nodosa B el one chi ti na hi rs ut a D esm oc hi ti na cocc a Conochi ti na rhe nana Euc onoc hi ti na conul us Conoc hi tina pr imit iv a Conoc hi tina dolos a Conochi ti na saval ae ns is nom.nud. Conochi ti na minne sot ens is Cy at hoc hi tina kuc ke rsiana Cy at hoc hi tina cam panul aef or m is L age noc hi ti na cf . de unff i Be lone chi tina m ic rac ant ha Be lone chi tina we se nbe rgens is el ongata Conoc hi ti na inc er ta Spinac hi ti na fr agi li s Anc yr oc hi ti na anc yr ea A nc yr ochi ti na laev ae ns is Ac ant hoc hi tina bar bat a podpoziom barbata barbata subzone próbka negatywna negative of sample po dpoziom; subzone be rgstr oe m i fr agi li s st ent or fun gi form is angus ta poziom cervicornis cervicornis zone poziom; zone hi rs ut a T anuchi tina be rgs tr oe m i B el one chi tina com m a Be lone chi tina robus ta Fungoc hi ti na fungi for mis Cy at hoc hi tina angus ta L age noc hi ti na bal tic a L age noc hi tina pr us sic a A rmor ic oc hi ti na re ti cul if era Cal pi chi ti na com pl anat a Be lone chi tina cac tac ea L aufe ldoc hi tina st ent or D esm oc hi ti na minor s.l . ? ? X X X X X ? ?Ryc. 3. Stratygrafia serii wêglanowej ordowiku w profilu otworu wiertniczego Kêtrzyn IG 1.
Objaœnienia na ryc. 2
Fig. 3. Stratigraphy of the Ordovician carbonate deposits in the Kêtrzyn IG 1 borehole.
siê z tzw. zdarzeniem wymierania (kryzysu) w oandu (Kaljo i in., 1995, 1996), które zaznaczy³o siê bardzo wyra-Ÿnie w wielu profilach g³ównych stref facjalnych paleoba-senu ba³tyckiego (ryc. 1). W profilu Kêtrzyn IG 1 zdarzenie to podkreœla dodatkowo kontrastowa zmiana na prze³omie keila/oandu jakoœciowego charakteru sedymen-tacji z wapienno-marglistej na ilast¹ (Modliñski i in., 2001).
Z najni¿ej usytuowanej pozytywnej próbki (nr 791) nie uzyskano okazów form wskaŸnikowych dla poziomu. Za podstawê zaszeregowania biostratygraficznego osadów tego fragmentu profilu do piêtra lasnamägi pos³u¿y³ fakt identyfikacji okazów Cyathochitina jagovalensis Schall-reuter, która nie jest znana z osadów m³odszych. W osa-dach wy¿szego odcinka sekwencji (g³êb. 1580,0–1583,4 m) nie stwierdzono dostatecznej liczby dobrze zachowanych okazów, umo¿liwiaj¹cych ich pewn¹ diagnozê stratygra-ficzn¹ (próbka nr 792). Zapewne nale¿¹ one — jak wska-zuj¹ dane makrofaunistyczne (Modliñski i in., 2001) — do piêtra uhaku (ryc. 3).
Podstawê piêtra kukruse wyznacza obecnoœæ podpo-ziomu rhenana, tj. popodpo-ziomu stentor (Ntlvak & Grahn, 1993; Ntlvak, 1999a). Ich obecnoœæ dokumentuje wystê-powanie w próbce nr 793 dwu taksonów wskaŸnikowych
Conochitina rhenana Eisenack i Laufeldochitina stentor
(Eisenack) oraz formy Conochitina savalaensis nom. nuda (ryc. 3). Zasiêg ostatniego gatunku w stratotypowych pro-filach Pó³nocnej Estonii jest charakterystyczny dla warstw piêtra kukruse zawieraj¹cych kukersyt (Männil, 1986 — ryc. 2.1.1). Z obszaru zachodniej czêœci polskiego frag-mentu obni¿enia ba³tyckiego osady poziomu stentor zosta³y równie¿ udokumentowane w trzech profilach wiertniczych na wyniesieniu £eby, gdzie ich mi¹¿szoœæ wynosi od 1,0 do 3,2 m (Podhalañska, 1979).
Granica miêdzy osadami piêter kukruse i haljala przy-pada w miejscu pojawienia siê pierwszych okazów
Belone-chitina hirsuta (Laufeld), tj. poni¿ej próbki nr 797. W
profilach stref konfacji pó³nocno-estoñskiej i central-no-ba³tycko-skandynawskiej poziom hirsuta wyznacza ni¿sz¹ czêœæ podpiêtra idavere (Ntlvak i in., 1999). Wyró¿nienie dolnej czæêœci tego podpiêtra w profilu Kêtrzyn IG 1 wymaga³oby, ze wzglêdu na bardzo ma³y zazwyczaj zasiêg pionowy poziomu, bardziej szcze-gó³owego opróbowania. Intensywnie skondensowane osa-dy poziomu hirsuta (do kilkudziesiêciu centymetrów) znane s¹ m.in. z obszaru Pó³nocnej Estonii oraz profilu Fjä-cka w Szwecji (Ntlvak, 1972 — ryc. 2; Ntlvak i in., 1999 — ryc. 2).
Interwa³ wspó³wystêpowania Spinachitina cervicornis (Eisenack) i specyficznych zakrzywionych form
Eucono-chitina primitiva (Eisenack) wyznacza w profilu obecnoϾ
warstw piêtra keila. Sytuacja taka stwierdzona zosta³a m.in. w pó³nocnoestoñskom profilu Rapla 1 (Kaljo i in., 1995, 1996), gdzie zidentyfikowano ponadto liczne akri-tarchy Leiosphaeridia baltica (Eisenack) oraz Chitinozoa okreœlane jako Belonechitina sp. 1. (Hints & Ntlvak, 1999 — fig. 4). Z s¹siedztwa poziomu cervicornis pobrana zosta³a próbka nr 802 pochodz¹ca z soczewki(?) wapien-nej wœród i³owców zaliczanych do piêter oandu–rakvere, której g³êbokoœæ okreœlono jako 1571,8 m. Jest prawdopo-dobne, ¿e próbka nr 802 ma nieprawid³owo wyznaczon¹
g³êbokoœæ i byæ mo¿e pochodzi z kalkarenitów piêtra keila, wystêpuj¹cych poni¿ej g³êbokoœci 1572,1 m (ryc. 3).
Stwierdzenie okazów indeksowego taksonu
Fungochi-tina fungiformis Eisenack w próbce nr 803 dokumentuje z
du¿ym prawdopodobieñstwem podstawê piêtra oandu (ryc. 3). Zasiêg pionowy poziomu fungiformis jest jednak trudny do precyzyjnego okreœlenia, poniewa¿ w analizowanym interwale mikroszcz¹tki s¹ bardzo rzadkie. Jest to zwi¹zane z tzw. wymieraniem (kryzysem) oandu, wyra¿aj¹cym siê nisk¹ frekwencj¹ Chitinozoa i wyraŸn¹ zmian¹ w sk³adzie ich zespo³ów (Kaljo i in., 1996). Zdarzenie wymierania oandu w profilu Kêtrzyn IG 1 jest relatywnie s³abiej zazna-czone ni¿ w profilu Proniewicze IG 1 z wschodniej czêœci obni¿enia podlaskiego (Modliñski i in., 2002). Z osadów piêtra keila do osadów oandu w pierwszym z tych profilów przechodzi ok. 52% gatunków, w drugim — 30%.
Zagadnienie wyznaczenia granic osadów piêtra rakve-re na obszarze ca³ej Ba³toskandii jest problemem trudnym i dotychczas nie roztrzygniêtym definitywnie. Zwi¹zane jest to z brakiem jednoznacznych kryteriów biostratygraficz-nych dla definicji dolnej granicy piêtra rakvere w profilach dwu g³ównych konfacji, tj. pó³nocno-estoñskiej i central-no-ba³tycko-skandynawskiej. W profilach pierwszej z tych stref sytuuje siê ona w obrêbie, w drugiej — w osadach ila-stych formacji Mossen (Jaanusson, 1982). Korelacja profi-lów konfacji pó³nocno-estoñskiej, znanych z centralnej i po³udniowej Estonii (Ntlvak & Y. Grahn, 1993 — ryc. 5; Ntlvak i in., 1997 — tab. 7) z formacj¹ Mossen konfacji centralno-ba³tycko-skandynawskiej stanowi nadal pro-blem otwarty. Zaklasyfikowanie chronostratygraficzne osadów ilastych, wystêpuj¹cych w profilu Kêtrzyn IG 1 na g³êbokoœci 1562,3–1570,3 m nale¿y tym samym traktowaæ jako wstêpne. Czêœæ dolna ich sekwencji jest litologicznie bardzo podobna do ska³ formacji Mossen (mu³owce, i³owce). Na podstawie obecnoœci Cyathochitna angusta Ntlvak & Grahn wiêksz¹ czêœæ tej serii ilastej mo¿na kore-lowaæ z piêtrem idavere (próbki nr 804–807). Podpoziom
angusta stanowi jedynie czêœæ poziomu fungiformis
(Ntlvak & Grahn, 1993; Ntlvak, 1999a), którego zasiêg jest ograniczony ku górze do pierwszego wyst¹pienia
Armoricochitina reticulifera (Grahn). Czasem obserwuje
siê wspó³wystêpowanie obu taksonów i wówczas
Cyatho-chitna angusta Ntlvak & Grahn nie wyznacza granicy
piê-ter rakvere i nabala. Ma to miejsce w próbce nr 809. Obecnoœæ Armoricochitina reticulifera (Grahn) dokumen-tuje na rozleg³ych obszarach Baltoskandii podstawê piêtra nabala (Ntlvak, 1988). W profilu Kêtrzyn IG 1 podpoziom
reticulifera nie zaznacza siê, poniewa¿ w próbce 808
stwierdzono tu tylko jeden egzemplarz Armoricochitina cf.
reticulifera (Grahn); (ryc. 3).
Zdecydowanie niedostateczne s¹ dane biostratygra-ficzne dla precyzyjnego wyznaczenia podstawy silnie skondensowanych osadów piêtra nabala. Zasadniczo ja³owa próbka nr 810 pochodzi z marglistych wapieni z glaukonitem, których charakter litologiczny jest bardzo podobny do utworów formacji Mtntu (Ntlvak i in., 1997) z dolnej czêœci piêtra nabala strefy konfacji pó³nocno-estoñskiej i litewskiej (np. otw. Kaugatuma na wyspie Saaremaa). Czê-œæ górna piêtra nabala stratotypu pó³nocnoestoñskiego jest reprezentowana przez bardzo charakterystyczne kalcyluty-ty formacji Saunja (Ntlvak i in., 1997). Ich ekwiwalentów litologicznych w profilu Kêtrzyn IG 1 nie stwierdzono.
Dolna granica piêtra vormsi dobrze zaznacza siê w lito-logii i jest wyra¿ona pojawieniem siê szarych i szarozielo-nych i³owców (g³êb. 1562,3 m). Zespó³ oznaczoszarozielo-nych Chitinozoa poziomu bergstremi i podpoziomu barbata odpowiada górnej czêœci tego piêtra. Zasadnicze znaczenie odgrywa tu podpoziom barbata, charakteryzuj¹cy siê sze-rokim rozprzestrzenieniem i najbardziej precyzyjnym potencja³em korelacyjnym na ca³ym obszarze Ba³toskandii (Paris, 1992; Paris & Ntlvak, 1999). Zaznaczyæ jednak wypada, ¿e okaz z otworu wiertniczego Klewno 1 przed-stawiony w publikacji Bednarczyka (1999 — ryc. 5; 5) jako Acanthochitina barbata Eisenack zosta³ b³êdnie ozna-czony i nie nale¿y do tego taksonu. Jako niew³aœciwe uznaæ zatem nale¿y interpretacje i wnioski, tycz¹ce siê rozprze-strzenienia i pozycji stratygraficznej Acanthochitina
bar-bata Eisenack w osadach ogniwa Kielno sensu
Bednarczyk (1996, 1999).
W interwale 1554,9–1558, 6 m profilu Kêtrzyn IG 1 wystêpuj¹ wapienie margliste barwy czerwonobrunatnej, w których nie stwierdzono mikroszcz¹tków o œciankach zbudowanych z substancji organicznej (ryc. 3). Zapewne reprezentuj¹ one ekwiwalenty litologiczne ni¿szej czêœci piêtra pirgu. Osady piêtra porkuni zosta³y udokumentowa-ne na podstawie makrofauny (Modliñski i in., 2001). W próbce nr 817 M. Rubel (inf. ustna) oznaczy³ ponadto
Eostropheodonta hirnantensis (M.`Coy), gatunek typowy
dla tak zwanej „fauny Hirnantia”, dokumentuj¹cy œrod-kow¹ i górn¹ czêœæ piêtra porkuni. Stwierdzone w osadach piêtra porkuni Chitinozoa s¹ bardzo specyficzne. Ich aso-cjacja nie zawiera jednak okazów jakichkolwiek taksonów wskaŸnikowych dla poziomów. Z wyj¹tkiem próbki nr 815 we wszystkich pozosta³ych napotkano m.in. okazy
Rhab-dochitina gracilis Eisenack. Z innych form oznaczono Spi-nachitina taugourdeaui (Eisenack) i Conochitina scabra
nom. nud. (ryc. 3). W podobnych litologicznie profilach estoñskich, m.in. otw. Ruhnu (Ntlvak, 2003)
Rhabdochiti-na gracilis zanika w œrodkowej czêœci osadów formacji
Kuldiga (Ntlvak i in., 1997). Zgodnie z tym mo¿na przypuszczaæ, i¿ w profilu Kêtrzyn IG 1 istnieje luka straty-graficzna obejmuj¹ca górn¹ czêœæ osadów piêtra pirgu i najni¿sz¹ czêœæ piêtra porkuni.
Zespó³ ska³ ordowickich otworu Kêtrzyn IG 1 wieñczy pakiet szarych gruboziarnistych wapieni piaszczystych o mi¹¿szoœci ok. 0,7 m (g³êb. 1544,5–1545,2 m), których charakter litologiczny jest bardzo podobny do osadów for-macji Saldus (Ntlvak i in., 1997). Z maceratów wapieni piaszczystych nie pozyskano szcz¹tków Chitinozoa. Ich brak t³umaczyæ mo¿na zbyt du¿¹ przypuszczalnie turbu-lencj¹ wód w trakcie sedymentacji, która doprowadzi³a do dezintegracji œcianek delikatnych struktur szkieletowych zbudowanych z materii organicznej (Paris & Ntlvak, 1999).
Z analizy porównawczej wynika, ¿e warstwy najni¿-szego syluru w profilu Kêtrzyn IG 1 s¹ generalnie podobne litologicznie do znanych na obszarze Estonii i £otwy ze strefy przejœciowej miêdzy konfacjami pó³nocno-estoñsk¹ i centralno-ba³tycko-skandynawsk¹ (ryc. 1). Ich sekwencje rozpoznano m.in. w wierceniach Ruhnu, Ikla, Kolka, Ohe-saare, Tartu, Valga i Aluksne (ryc. 1), w których najni¿szy sylur jest reprezentowany przez nieznacznej mi¹¿szoœci margle z wapieniami gruz³owymi okreœlonymi przez Nestora (1990) jako „domeryty”. Zespo³y Chitinozoa
mar-gli i wapieni gruz³owych najni¿szego syluru z estoñskich i ³otewskich otworów wiertniczych nie by³y dotychczas przedmiotem szczegó³owych badañ. Ze wzglêdu na podo-bieñstwa litologiczne do wymienionych profilów, osady najni¿szego syluru wiercenia Kêtrzyn IG 1 z g³êbokoœci 1535,0–1944,5 m mo¿na korelowaæ z ogniwem Puikule formacji shne regionalnego piêtra juuru Estonii (Nestor, 1997).
Czêœæ górn¹ najni¿szego syluru z interwa³u 1521,0–1535,0 m buduj¹ wapienie gruz³owe, zawieraj¹ce nieoznaczalne szcz¹tki graptolitów i zespó³ Chitinozoa szeroko rozprzestrzeniony w profilach Estonii i £otwy. Ich sekwencjê — nie zilustrowan¹ na ryc. 3 — nale¿y korelo-waã z ogniwem Ruja formacji shne (Nestor, 1997). W naj-ni¿szej próbce nr 823 oprócz innych form zidentyfikowano
Spinachitina fragilis (Nestor) takson wskaŸnikowy dla
poziomu o znaczeniu globalnym (Verniers i in., 1995). Asocjacja Chitinozoa przy górnej granicy serii wapieni gruz³owych najni¿szego syluru jest podobna. Z wystê-puj¹cych tu kalcylutytów oznaczono m.in. charaktery-styczne Ancyrochitina sp., które maj¹ bardzo delikatn¹ kruch¹ mikrostrukturê i rzadko dobrze zachowuj¹ siê w próbkach.
Implikacje stratygraficzne i paleogeograficzne Sekwencje skalne ordowiku polskiego fragmentu obni¿eñ podlaskiego (otw. Proniewicze IG 1) i ba³tyckiego (otw. Kêtrzyn IG 1) reprezentuj¹ osady zewnêtrznych partii rozleg³ego paleobasenu perykratonicznego, roz-ci¹gaj¹cego siê wzd³u¿ zachodnich peryferii wschodnoeu-ropejskiego kratonu prekambryjskiego (prewendyjskiego). Zewnêtrzne ramy zbiornika, okreœlanego jako basen ba³tycki (Männil, 1966), tworz¹: w czêœci pó³nocnej — lineament Trollford–Timan (Erdtman & Paalits, 1994), na wschodzie — wydŸwigniête obszary Laurusji (Fennoskan-dia, Sarmatia) — l¹dy fiñski, bia³oruski i ukraiñski, a na po³udniu — hipotetyczny l¹d Prakarpacki. Zachodni¹ gra-nicê akwenu umownie wyznacza przebieg strefy szwu transeuropejskiego (TESZ). Za³o¿enie basenu wi¹¿e siê z dwoma g³ównymi epizodami transgresywnymi systemu — wczesnotremadockim oraz z prze³omu tremadok/arenig (Fortey, 1984).
Zestawione dotychczas modele paleobasenu ba³tyckie-go przyjmuj¹ istnienie piêciu najogólniej bior¹c elemen-tów paleogeograficznych o jakoœciowo ró¿nym charakterze, okreœlanych mianem b¹dŸ stref facjalnych w schemacie Männila (1966), b¹dŸ terminem konfacji wed³ug nazewnictwa Jaanussona (1976). Za kryterium wyró¿nienia stref facjalnych sensu Männil (1966) uznano szeroko rozumiany kontekst litologiczny osadów, nato-miast konfacji Jaanussona (1976) — ³¹cznie ich aspekt lito- i biofacjalny.
Zespó³ wyró¿nionych przez Jaanussona (1976) jedno-stek facjalnych tworzy piêæ nastêpuj¹cych konfacji: pó³nocno-estoñska, litewska, centralno-ba³tycko-skandy-nawska (=szwedzko-³otewska), skañska i rejonu Oslo (ryc. 1). Z konfacji tych pierwsze dwie obejmuj¹ zasiêgiem zew-nêtrzne, marginalnomorskie partie zbiornika; trzecia — partie centralne o charakterze przejœciowym, a dwie pozosta³e — wewnêtrzne zdominowane przez relatywnie
g³êboko-wodne — g³ównie ilaste i ilasto-margliste — osady base-nowych systemów depozycyjnych.
Jakoœciowy charakter sekwencji skalnych ordowiku œrodkowej i wschodniej czêœci obni¿eñ podlaskiego (otw. Proniewicze IG 1) i ba³tyckiego (otw. Kêtrzyn IG 1) wska-zuje, i¿ nosz¹ one liczne cechy w³aœciwe osadom zewnêtrz-nych (proksymalzewnêtrz-nych) partii paleobasenu ba³tyckiego odpowiednio: profil Proniewicze IG 1 — konfacji litewskiej; profil Kêtrzyn IG 1 — strefy przejœcia konfacji litewskiej i centralno-ba³tycko-skandynawskiej (=szwedz-ko-³otewskiej) (ryc. 1). Zasadniczym komponentem sekwencji litologicznych dwu tych konfacji s¹ ziarnowe wêglany typu kalcyklastyków i kalcysilikoklastyków, sta-nowi¹ce ³¹cznie od 80 do 85% mi¹¿szoœci serii. Ziarnowe wêglany pierwszej grupy s¹ wykszta³cone jako wapienie, wapienie dolomityczne, wapienie z glaukonitem, wapienie z ooidami ¿elazistymi, wapienie organodetrytyczne i wapienie z okruchami fauny; drugiej — jako wapienie piaszczyste, wapienie margliste i margle. Ich wspólnym wyró¿nikiem jest relatywnie wysoki wzglêdny udzia³ w sk³adzie cz³onu ziarnowego znacznych iloœci okruchowe-go materia³u biogeniczneokruchowe-go (Modliñski i in., 2001, 2002). Ska³om niewêglanowym przypada rola podrzêdna, zarów-no pod wzglêdem objêtoœciowym (mi¹¿szoœciowym), jak i stratygraficznym. Ich spektrum litologiczne tworz¹ siliko-klastyki o ró¿nej kategorii wielkoœciowej ziarn — pia-skowce, mu³owce, i³owce i i³owce bitumiczne typu black
shale, ska³y chemogeniczne — glaukonityty oraz lokalnie
ska³y piroklastyczne (bentonity, tufity) i kerogenowe — kukersyty (otw. Proniewicze IG 1).
1. Terminy transgresja i regresja s¹ rozumiane jako wzglêdne obni¿enie b¹dŸ podwy¿szenie poziomu morza w zbiorniku sedymentacyjnym lub jego czêœci, bez uwzglêd-niania implikacji genetycznych, tj. domniemanych przy-czyn zmian g³êbokoœci zbiornika.
Zasadnicze cechy ró¿ni¹ce osady stref konfacji litew-skiej i centralno-ba³tycko-skandynawlitew-skiej (=szwedz-ko-³otewskiej), tzn. wzglêdny udzia³ odpowiednio: w pierwszej — szarych wêglanów z obfitym materia³em szcz¹tków szkieletowych organizmów bentosu sesylnego (mszywio³y, krynoidy, cystoidy), w drugiej — pstrych wêglanów o pokroju gruz³owym i podwy¿szonej zawarto-œci drobnodyspersyjnego pigmentu wodorotlenków i tlen-ków ¿elaza (femikryt).
Ze wzglêdu na zró¿nicowanie litologii i z³o¿onoœæ uk³adu facjalnego w sekwencjach ordowiku polskiego fragmentu paleobasemu ba³tyckiego s¹ stosowane trady-cyjnie — na prawach równorzêdnoœci — dwa schematy podzia³u chronostratygraficznego i biozonacji (Modliñski, 1973). S¹ to: klasyczny podzia³ brytyjski wyprowadzony z sukcesji form graptolitów planktonicznych (Williams i in., 1972; Fortey i in., 1995; Webby, 1998) oraz regionalny podzia³ ba³toskañski oparty w wersji klasycznej o nastêp-stwo taksonów trylobitów i ramienionogów w profilach œrodkowej Szwecji i Estonii (Kaljo i in., 1958; Männil, 1966; Jaanusson, 1982). Z podzia³ów tych, pierwszy o cha-rakterze ortostratygraficznym jest uznawany dziœ powszechnie za standard globalny, s³u¿¹cy jako wzorcowy test synchronicznoœci osadów systemu.
W profilach zdominowanych przez osady ilaste zachodniej czêœci obni¿eñ ba³tyckiego i podlaskiego (kon-facja skañska) jest wykorzystywany klasyczny podzia³
brytyjski, natomiast w profilach o przewadze osadów wêglanowych czêœci centralnej (konfacja centralno-ba³tyc-ko-skandynawska (=szwedzko-³otewska) i wschodniej obu jednostek (konfacja litewska) — regionalny podzia³ ba³toskañski o charakterze parastratygraficznym (Modliñ-ski & Szymañ(Modliñ-ski, 1997, 2000).
Zasadnicze elementy ba³toskañskiego schematu chro-nostratygraficznego tworz¹ trzy jednostki o randze oddzia³ów (epok), okreœlanych terminem: dolny–oeland, œrodkowy–viru i górny–harju. Interwa³y wyró¿nionych oddzia³ów dzielone s¹ obecnie ³¹cznie na 28 jednostek regionalnych rangi piêtra i podpiêtra (Ntlvak i in., 1997; PaÓkevièius, 1997). S¹ to: w oelandzie–pakerort (AII),
varangu (AIII), latorp (BI), hunneberg (BIa), billingen (BIb),
volkhov (BII), z podpiêtrami sakä, vääna, langevoja oraz
kunda, (BIII) z podpiêtrami hunderum, valaste i aluoja; w
viru–aseri (CIa), lasnamägi (CIb), uhaku (CIc), kukruse (CII),
haljala sensu V. Jaanusson (1995) z dwoma podpiêtra-mi–idavere (CIII) i jthvi,(DI) oraz keila (DII), oandu (DIII) i
rakvere (E), w harju–nabala (FIa), vormsi (FIb), pirgu (FIc),
i porkuni (FII). Za holostratotypy ba³toskañskich jednostek
chronostratygraficznych przyjêto profile ods³oniêæ natu-ralnych odpowiednio: dla oelandu — Œrodkowej Szwecji (Siljan, Västergötland, wyspa Öland) i Pó³nocnej Estonii, dla dwu pozosta³ych oddzia³ów (epok) — obszaru Pó³noc-nej Estonii. Zasiêgi i granice wszystkich kategorii chrono-stratygraficznych schematu zdefiniowane s¹ na podstawie nastêpstwa indeksowych form trylobitów i ramieniono-gów, tj. skamienia³oœci dwu grup organizmów bentonicz-nych z wszystkimi ujemnymi tego nastêpstwami. Jakoœæ i rozdzielczoœæ ba³toskañskiego podzia³u parastratygraficz-nego, a tak¿e potencja³ korelacyjny s¹ tym samym — ze zrozumia³ych wzglêdów — ni¿sze ni¿ standardowego schematu brytyjskiego opartego na graptolitach.
Zasadnicze niedostatki i ograniczenia klasycznego podzia³u ba³toskañskiego s¹ rezultatem sumowania siê efektów m.in. nastêpuj¹cych czynników: niskiej frekwen-cji i nieci¹g³oœci zapisu paleontologicznego czêœci form wskaŸnikowych, ograniczonego ich rozprzestrzenienia w obrêbie basenu zale¿nego od facji (œrodowiska sedymenta-cji), wreszcie intensywnie manifestuj¹cego siê zjawiska endemizmu b¹dŸ prowincjonalizmu. Zespó³ przytoczo-nych czynników sprawia, i¿ schemat ba³toskañski czêsto-kroæ nastrêcza liczne trudnoœci, np. przy korelacjach profilów z poszczególnych fragmentów basenu, jak i w skali miêdzyregionalnej. W szczególnoœci dotyczy to porównañ z sekwencjami ilastymi i ilasto-marglistymi o biozonacji wyprowadzonej z sukcesji taksonów graptoli-tów. Istotnym mankamentem jest zarazem relatywnie niska rozdzielczoœæ schematu, która niejednokrotnie generuje zbyt du¿y margines b³êdu b¹dŸ uniemo¿liwia rozpoznanie i datowanie krótkotrwa³ych hiatusów stratygraficznych i erozyjnych, nieci¹g³oœci sedymentacyjnych, interwa³ów kondensacji, zasiêgów i granic cyklów sedymentacyjnych w ró¿nych strefach facjalnych (batymetrycznych) basenu oraz identyfikacjê osadów jednostek chronostratygraficz-nych o nieznacznej mi¹¿szoœci.
Zestawienie korelacyjne g³ównych kategorii stratygra-ficznych standardowego podzia³u brytyjskiego i regional-nego podzia³u ba³toskañskiego prezentuje ryc. 2.
Stopieñ zgodnoœci dwu tych konstrukcji zale¿y w spo-sób oczywisty od kompletnoœci i dok³adnoœci skali
biostra-tygraficznej: wiêkszej ze zrozumia³ych wzglêdów w schemacie brytyjskim, a relatywnie mniejszej — w sche-macie ba³toskañskim. Z zasadniczych elementów ró¿-ni¹cych formalnie oba schematy nale¿y wskazaæ: po pierwsze — schemat brytyjski dzielony jest na piêæ jedno-stek rangi oddzia³u (epoki), natomiast ba³toskañski — na 3 oddzia³y (epoki); po drugie — w zrewidowanym ostatnio przez Forteya i in. (1995) schemacie brytyjskim wyró¿nia siê ³¹cznie 24 jednostki rangi piêtra i podpiêtra, w tym 15 piêter i 9 podpiêter. S¹ to piêtra: w tremadoku — cressa-gian i migneintian; w arenigu — morolunian, whitelandian i fennian; w lanwirnie — abereiddian i landeilian; w kara-doku — aurelucian z podpiêtrami velfreyan i costonian; burrellian z podpiêtrami harnagian, soudleyan, longvillian; cheneyan z podpiêtrami woodstonian, marshbrookian oraz stredffordian z podpiêtrami actonian i onnian; w aszgilu — pusgillian, cautleyan, rawtheyan i hirnantian. Jako granice oddzia³ów (epok) ba³toskañskich przyjmuje siê kolejno: oelandu — strop piêtra kunda, tj. strop poziomu graptoli-towego artus lub sp¹g poziomu murchisoni; viru — strop piêtra rakvere, tj. strop poziomu clingani lub sp¹g poziomu
linearis; harju — strop poziomu porkuni, tj. strop poziomu persculptus. Innymi s³owy, granice oddzia³ów (epok)
ba³toskañskich sytuuj¹ siê kolejno w obrêbie nastê-puj¹cych oddzia³ów sensu brytanico: górna granica oelan-du — w dolnej czêœci lanvirnu, a viru — w górnej czêœci karadoku. Identyczne rozbie¿noœci i niesynchronicznoœæ w usytuowaniu granic s¹ udzia³em jednostek rangi piêtra i podpiêtra oraz wielu biopoziomów obu schematów (por. ryc. 1 — Löfgren, 2000).
Zestawione niezgodnoœci standardu brytyjskiego i ska-li ba³toskañskiej rodz¹ ska-liczne rozbie¿noœci przy próbach korelacji poszczególnych profilów. Ich konsekwencj¹ s¹ m.in. ró¿nego charakteru niejasnoœci i dwuznacznoœci, du¿y margines b³êdu oraz braki obni¿aj¹ce wiarygodnoœæ interpretacji stratygraficznych i tym samym szcze-gó³owoœæ i poprawnoœæ rekonstrukcji paleogeograficz-nych.
Zainteresowanie precyzyjnym podzia³em chrono- i biostratygraficznym sekwencji osadowych zewnêtrznych, tj. proksymalnych partii basenu wynika m.in. z faktu ich wysokiej sk³onnoœci do rejestracji efektów szerokiej gamy zdarzeñ geologicznych. Zakres i skala ich zapisu w poszczególnych strefach facjalno-batymetrycznych base-nu jest ró¿ny: na ogó³ wiêkszy i bardziej pe³ny w partiach zewnêtrznych, tj. relatywnie p³ytkowodnych, a zdecydo-wanie mniejszy i tym samym selektywny i ubo¿szy w par-tiach bardziej wewnêtrznych, tj. g³êbszych. Jest to nastêpstwem faktu, ¿e ju¿ nieznaczne wahania w poziomie wód lub niewielkie ruchy tektoniczne dna w strefach p³ytkowodnych poci¹gaj¹ za sob¹ relatywnie znaczne kon-sekwencje œrodowiskowe i fizykochemiczne, nawet w przypadku ich krótkotrwa³oœci w skali czasu geologiczne-go. Innymi s³owy, w strefach tych mamy z regu³y bardziej kompletny i urozmaicony jakoœciowo i iloœciowo zapis zdarzeñ geologicznych ni¿ ma to zazwyczaj miejsce w osa-dach profilów stref g³êbszych, np. basenowych zdomino-wanych przez sedymentacjê ilast¹ i ilasto-marglist¹. Zgodnie z tym, mo¿liwe jest tu odwzorowanie i rejestracja efektów zmiennoœci wielu czynników, które wychodz¹c z partii basenowych nie pozostawi³y widomych znaków
wp³ywu na sedymentacjê, tj. pozbawione s¹ trwa³ego zapi-su w profilach.
Zasadnicze niedogodnoœci tradycyjnego schematu ba³toskañskiego w szerokim zakresie eliminuje skala bio-chronologiczna wyprowadzona z sukcesji mikroszcz¹tków Chitinozoa (Ntlvak & Grahn, 1993). Zaletami tej grupy skamienia³oœci jako podstawy zonacji s¹ m.in.: szerokie ich rozprzestrzenienie geograficzne, umiarkowany pro-wincjonalizm, obecnoœæ wielu form o krótkotrwa³ym zasiêgu czasowym (stratygraficznym), wysoka na ogó³ fre-kwencja w osadach badanych profilów, wreszcie przy-wi¹zanie maksymów frekwencji niektórych gatunków do wybranych typów ska³ wskazuj¹ce, i¿ preferuj¹ one okre-œlone œrodowiska depozycyjne (Grahn, 1984). Ich spektra wykazuj¹ przy tym nierównomierne zró¿nicowanie, gene-ralnie s¹ s³abiej urozmaicone i iloœciowo ubo¿sze w osa-dach facji ilastych — zw³aszcza typu ³upków graptolitowych — ni¿ w osadach facji wapiennych z faun¹ skorupow¹. Stopieñ niezale¿noœci Chitinozoa od litologii jest jednak powszechnie na tyle znaczny, i¿ indeks ich tak-sonów wskaŸnikowych dla wiêkszoœci wyró¿nianych poziomów biostratygraficznych jest wspólny dla ca³ego obszaru Ba³toskandii (Ntlvak & Grahn, 1993).
Z wa¿niejszych ograniczeñ biozonacji opartej na suk-cesji mikroszcz¹tków Chitinozoa nale¿y wymieniæ m.in. niskie frekwencje lub najczêœciej ca³kowity ich brak w trzech grupach osadów: w czerwonobrunatnych wêglanach poddanych procesom przeobra¿eñ w œrodowisku diagene-tycznym o warunkach utleniaj¹cych (Grahn, 1984) w ska³ach, które w swej historii geologicznej przesz³y sta-dium silnego pogr¹¿enia i oddzia³ywania paleotemperatur rzêdu 200–250o w ziarnowych kalcyklastykach z
œrodo-wisk depozycyjnych o wysokiej turbulencji wód.
Zniszczenie post mortem materii organicznej mikro-struktur Chitinozoa w pierwszych dwu rodzajach ska³ nale-¿y wi¹zaæ z czynnikami natury chemicznej i termicznej, w trzecim — natury mechanicznej.
Zestawiona ostatnio przez Ntlvaka (1999a) wersja ska-li biochronologicznej Chitinozoa obejmuje interwa³ serii ordowickiej od wy¿szego tremadoku po najwy¿szy aszgil, tj. odpowiada przedzia³owi czasu geologicznego 490–443 mln lat (Gradstein & Ogg, 1996). Interwa³ ten zawiera ³¹cznie 26 biozon, w tym: 15 rangi poziomu i 11 — rangi podpoziomu. Czas trwania poszczególnych poziomów wynosi wed³ug szacunków Ntlvaka i Grahna (1993) od 1 (karadok) do ok. 5 mln lat (wy¿szy tremadok–arenig, œred-no — 1,6 mln lat. Stopieñ rozdzielczoúci skali jest wyra-Ÿnie zró¿nicowany: relatywnie mniejszy w dolnym odcinku profilu (wy¿szy tremadok–lanwirn), a znacz¹co wiêkszy w odcinku górnym (karadok–aszgil). Z porównañ skali ba³toskañskiej z brytyjskim standardem graptolito-wym wynika, i¿ rozdzielczoœæ skali ba³toskañskiej w prze-dziale wy¿szy tremadok–lanwirn jest ni¿sza, ni¿ standardu graptolitowego, w przedziale karadok–aszgil natomiast odpowiednio zbli¿ona, b¹dŸ wiêksza.
Identyfikacja czasowych ekwiwalentów biopoziomów Chitinozoa schematu ba³toskañskiego w profilach Pronie-wicze IG 1 (obni¿enie podlaskie) i Kêtrzyn IG 1 (obni¿enie ba³tyckie) znacznie rozszerza stan dotychczasowej znajo-moœci stratygrafii ordowickich sekwencji skalnych pol-skiego fragmentu proksymalnej partii basenu ba³tyckiego. Istotne nowoœci to m.in.: mo¿liwoœæ precyzyjnego
datowa-nia w interwale volkhov–porkuni zasiêgów i granic szere-gu piêter i podpiêter regionalnej skali ba³toskañskiej, udokumentowanie odcinków kondensacji lub przypusz-czalnego braku osadów (nabala, lasnamägi), stwierdzenie hiatusu stratygraficznego w najwy¿szym aszgilu (porku-ni), wreszcie precyzyjne okreœlenie górnej granicy systemu w profilach pozbawionych dokumentacji graptolitowej oraz wyró¿nienie i ustalenie zasiêgu piêtra darriwilian (poz. U. austrodentatus — poz. N. gracilis) o charakterze globalnego poziomu korelacyjnego (Modliñski, i in., 2002). Zbiór przytoczonych faktów zwiêksza w profilach polskich: po pierwsze — rozdzielczoœæ stosowanych dotychczas podzia³ów stratygraficz nych; po drugie — pre-cyzje korelacji i wiarygodnoœæ rekonstrukcji paleogeogra-ficznych. W szczególnoœci dotyczy to porównañ z sekwencjami opracowanymi wed³ug graptolitowej skali brytyjskiej.
Podsumowanie
Z analizy stratygraficzno-paleontologicznej zespo³u Chitinozoa serii wêglanowej ordowiku (larnwirn–aszgil) profilu Kêtrzyn IG1 wynika co nastêpuje:
1. W pozyskanym materiale mikropaleontologicznym zidentyfikowano okazy 48 taksonów, dokumentuj¹cych ekwiwalenty nastêpuj¹cych 6 standardowych poziomów regionalnej skali ba³toskañskiej (Ntlvak & Grahn, 1993; Ntlvak, 1999a): stentor, hirsuta, cervicornis, fungiformis,
bergstroemi i fragilis. W obrêbie dwóch poziomów fungi-formis i bergstroemi wyró¿niono ³¹cznie 2 podpoziomy
odpowiednio: w pierwszym — podpoziom angusta, w dru-gim — podpoziom barbata (ryc. 3).
2. Z dwu odcinków profilu rzêdu 10,4 m (g³êb. 1544,5–1554,9 m) i 4,5 m (g³êb. 1560,5–1565,0 m) miêdzy granicami poziomów fungiformis/bergstroemi i
bergstro-emi/fragilis nie uzyskano — z racji nazbyt oszczêdnego
opróbowania — dostatecznej dokumentacji szcz¹tków Chitinozoa, która pozwala³aby na wyznaczenie wiarygod-nych zasiêgów poszczególwiarygod-nych taksonów i tym samym umo¿liwia³a jednoznaczne i bardziej szczegó³owe rozdzie-lenie biostratygraficzne profilu. Celem detalizacji odcinki te powinny byæ poddane w przysz³oœci dok³adnemu opró-bowaniu typu warstwa po warstwie (ryc. 3).
3. Stan zachowania mikroszcz¹tków Chitinozoa jest wyraŸnie zró¿nicowany: przeciêtnie lepszy w wapieniach lanwirnu (uhaku) — najni¿szego karadoku (próbki nr 792–803), wyraŸnie gorszy — w osadach marglisto-ila-stych piêter oandu–rakvere (próbki nr 814–820). Z osadów pierwszego interwa³u okazy w wiêkszoœci s¹ trójwymiaro-we; z drugiego — sp³aszczone i czêsto niekompletne.
4. Sposób rozmieszczenia szcz¹tków Chitinozoa w profilu wykazuje — analogicznie jak w profilu Proniewi-cze IG 1 (Modliñski i in., 2001) — wyraŸnie dwudzielny charakter. Czêœæ dolna sekwencji (uhaku–keila) zawiera materia³ bardziej urozmaicony taksonomicznie i iloœciowo obfity, natomiast górna (karadok górny–aszgil) — wyra-Ÿnie mniej zró¿nicowany taksonomicznie i ubo¿szy ilo-œciowo (ryc. 3).
5. Zró¿nicowanie taksonomiczne i iloœciowe zespo³ów Chitinozoa dolnej i górnej czêœci profilu stanowi repons ponadregionalnego zdarzenia geologicznego o charakterze katastroficznym, okreœlanego jako, tzw. wymieranie
(kry-zys) w oandu (Kaljo i in., 1996). Z rozpoznanej asocjacji form dolnej czêœci profilu jedynie okazy 10 taksonów, tj. ok. 40% ich liczby, pojawia siê w jego czêœci górnej (ryc. 3).
6. Znaczny stopieñ rozdzielczoœci skali podzia³u bio-stratygraficznego wywiedzionego z sukcesji zespo³ów Chitinozoa pozwala na datowanie w opracowanej serii wêglanów ordowiku dwu istotnych zdarzeñ: po pierwsze — hiatusów stratygraficznych obejmuj¹cych pogranicze piêter nabala i vormsi oraz górn¹ czêœæ piêtra pirgu i naj-ni¿sz¹ czêœæ piêtra porkuni; po drugie — intensywnej kon-densacji osadów ni¿szej czêœci podpiêtra idavere (poziom
hirsuta) oraz osadów piêtra nabala.
7. Identyfikacja ekwiwalentów standardowych pozio-mów i podpoziopozio-mów skali regionalnego podzia³u ba³toska-ñskiego umo¿liwia jednoznaczne i precyzyjne korelacje sekwencji wêglanowej ordowiku profilu Kêtrzyn IG 1 z równowiekowymi sekwencjami obszarów s¹siednich: Pol-ski (otw. Proniewicze IG 1, Klewno 1, Sokolica 1), Estonii (otw. Rapla 1 — Kaljo i in., 1995), Tartu (453 —Bauert & Bauert, 1998), Taga-Roostoja (25A — Ntlvak, 1996, 1999b) i Zachodniego Wo³ynia na Ukrainie (otw. Kowel 1, nr 5415 — Saadre i in., 2201; ryc. 1).
Z rêkopisem zapozna³ siê dr hab. M. Narkiewicz, któremu auto-rzy sk³adaj¹ serdeczne podziêkowania za dyskusjê i wyra¿one uwa-gi krytyczne.
Literatura
BAUERT G. & BAUERT H. 1998 — List of chitinozoan samples. [W:] Tartu (453) Drillcore, Appendix 14. Estonian Geological Sections, Bull. 1. BEDNARCZYK W. 1968 — The Ordovician in the region of Kêtrzyn (NE Poland. Acta Geol. Pol., 18: 707–773.
BEDNARCZYK W. 1996 — Ordovician conodont stratigraphy in the Polish part of the Baltic Syneclise. [In:] The Third Baltic Stratigraphi-cal Conference, p. 13. Tartu.
BEDNARCZYK W. 1998a — Ordovician conodont biostratigraphy of the Polish part of the Baltic Syneclise. Palaeont. Pol., 58: 107–121. BEDNARCZYK W.S. 1998b — Chitinozoa-bearing horizonts in the Ordovocian of Northern Poland. Comm. Intern. de Microflore du Pale-ozoique. Newsletter, 55: 26.
BEDNARCZYK W. S. 1999 — Chitinozoa-bearing Horizons in the Ordovician of Northern Poland in the light of Conodont Stratigraphy. Bull. Polish Acad. Sci. Earth Sci., 47: 1–13.
CHILINGAR G.V., BISSEL H.J. & FAIRBRIDGE R.W. 1967 — Carbo-nate rocks. Developments in Sedimentology 9A. Elsevier, Amsterdam. DUNHAM R.J. 1962 — Classification of carbonate rocks according to depositional texture. [In:] Classification of carbonate rocks (ed. W.E. Ham). Am. Ass. Petrol. Geol. Mem. 1: 108–121.
FOLK R.L. 1959 — Practical petrographic classification of limesto-nes. Biull. Am. Ass. Petr. Geol., 43: 1–38. Tulsa, Oklahoma. FOLK R. 1968 — Petrology of sedimentary rocks. The University of Texas. Austin.
FORTEY R.A. 1984 — Global earlier Ordovician transgression and their biological implications. Bruton D. (ed.) — Aspects of the Ordovi-cian System. Palaeontol. Contr. Univ. Oslo, 295: 37–50.
FORTEY R.A., HARPER D.A.T., INGHAM J.K., OWEN A.W. & RUSHTON A.W.A. 1995 — A revision of Ordovician series and sta-ges from the historical type area. Geol. Mag., 132: 15–30. Cambridge University Press.
GRADSTEIN F. M. & OGG J. 1996 — A Phanerozoic time scale. Epi-sodes, 19.
GRADZIÑSKI R., KOSTECKA A., RADOMSKI A. & Unrug R. 1986 — Sedymentologia. Wyd. Geol.
GRAHN Y. 1984 — Ordovician Chitinozoa from Tallin, Northern Estonia. Rev. Palaeobot. Palynol., 43: 5–31.
GRAHN Y., NsLVAK J. & PARIS F. 1996 — Precise chitinizoan dating of Ordovician impact events in Baltoscandia. J. Micropalaeont., 15: 21–35.
HINTS L., MEIDLA T. & NsLVAK J. 1995 — Ordovician sequen-ces of the East European Platform. Geologija, 1994. Academia, 17: 58–63. Vilnius.
HINTS O. & NsLVAK J. 1999 — Proposal for the lower bounda-ry-stratotype of the Keila Regional Stage (Upper Ordovician). Proc. Estonian Acad. Sci. Geol., 48: 158–169.
JAANUSSON V. 1976 — Faunal dynamics in the Middle Ordovician (Viruan) of Balto-Scandia. The Ordovician system. Univ. of Wales Press and National Mus. of Wales: 301–326.
JAANUSSON V. 1982 — Introduction to the Ordovician of Sweden. [In:] Burton D. L.,Williams S.M. (eds) — Field excursion gide. IV Intern. Symposium on the Ordovician System. Paleont. Contr. Univ. Oslo, 279: 1–10.
JAANUSSON V. 1995 — Confacies differentation and upper Middle Ordovician correlation in the Baltoscandian Basin. Proc. Estonian Acad. Sci. Geol., 44: 73–86.
JAWOROWSKI K. & MODLIÑSKI Z. 1972 — Discontinuity surfa-ces in the Ordovician limestones of the eastern part ot the Pericaltic Syneclise (NE Poland). (in Polish with English summary). Acta Geol. Pol., 27: 711–733.
KALJO D., RssMUSOKS A. & M?NNIL R. 1958 — On the series of the Baltic Ordovician and their significance. Eesti NSV Teod Akad. Toimetised. 7: 71–74. Tallinn.
KALJO D., NsLVAK J. & UUTELA A. 1995 — Ordovician diversi-ty patterns in the Rapla section, Northern Estonia. In Ordovician Ody-ssey: Short Papers for the Seventh Inter. Symp. on the Ordivician System. Book, 77: 415–418. Fullerton, California.
KALJO D., NsLVAK J. & UUTELA A. 1996 — More about Ordovi-cian microfossil diversity patterns in the Rapla section, Northern Esto-nia. Proc. Estonian. Acad. Sci. Geol., 45: 131–148.
LANGIER-KUNIAROWA A. 1967 — Petrografia ordowiku i syluru na Ni¿u Polskim. Biul. Inst. Geol., 197: 115–327.
LANGIER-KUNIAROWA A. 1971 — New data on petrography of the Ordovician and Silurian of the Polish Lowland (in Polish with English summary). Biul. Inst. Geol., 245: 253–351.
LANGIER-KUNIAROWA A. 1974 — Ordowik. [In:] Ska³y platfor-my prekambryjskiej w Polsce. Cz. 2 — Pokrywa osadowa. Pr. Inst. Geol., 74: 48–60.
LENDZION K. 1983 — Rozwój kambryjskich osadów platformowych Polski. Pr. Inst. Geol., 105: 1–52.
£¥CKA B. 1986 — Poznanie krystalochemii i struktury krzemianów ¿elaza z osadów ordowiku NE Polski i Gór Œwiêtokrzyskich. Arch. ING PAN. £¥CKA B. 1990 — Mineralogy of the Ordovician ferruginous Coated Grains (the Holy Cross Mountains and Northern Poland). Arch. Miner., 45: 79–97.
LÖFGREN A. 2000 — Conodont biozonation in the upper Arenig of Sweden. Geol. Mag., 137: 53–65.
M?NNIL R.M. 1966 — Evolution of the Baltic Basin during the Ordovician (in Russian with English summary). Valgus. Tallinn. M?NNIL R. 1986 — Stratigraphy of kukersite-bearing deposits. [In:] V. Puura (ed.) — Geology of the kukersite-bearing beds of the Baltic oil shale basin.: 12–24. Valgus. Tallinn.
MODLIÑSKI Z. 1966 — Ordowik w wierceniu Kêtrzyn IG 1. Prz. Geol., 14: 136–137.
MODLIÑSKI Z. 1973 — Stratygrafia i rozwój ordowiku w pó³noc-no-wschodniej Polsce. Pr. Inst. Geol., 72.
MODLIÑSKI Z. 1982 — The development of Ordovician lithofacies and palaeotectonics in the area of the precambrian platfiorm in Poland. (in Polish with English summary). Pr. Inst. Geol., 102.
MODLIÑSKI Z. & POKORSKI J. 1969 — Stratygrafia ordowiku w wierceniu Jezioro Okr¹g³e 1. Kwart. Geol., 13: 777–793.
MODLIÑSKI Z. & SZYMAÑSKI B. 1972 — The Lower Tremado-cian in the region of Lidzbark Warmiñski. Kwart. Geol., 16: 274–288. MODLIÑSKI Z. & SZYMAÑSKI B. 1997 — The Ordovician litho-stratigraphy of the Peribaltic Depression (NE Poland). Geol. Quart., 41: 273–288.
MODLIÑSKI Z., NsLVAK J. & SZYMAÑSKI B. 2001 — Biostra-tygraficzne badania porównawcze kambru i ordowiku polskiej i esto-ñskiej czêœci platformy wschodnioeuropejskiej. Arch. CAG PIG. MODLIÑSKI Z., NsLVAK J. & SZYMAÑSKI B. 2002 — Zespo³y Chitinizoa serii ordowickiej otworu Proniewicze IG 1 (NE Polska). Prz. Geol., 50: 64–71.
NEHRING-LEFELD M. 1969 — Konodonty ordowickie z otworu Kêtrzyn. Kwart. Geol., 13: 27–42.
NESTOR H. 1990 — Some aspects of lithology of the Ordovician and Silurian rocks. [In:] D. Kaljo and H. Nestor (eds) — Field meeting Estonia 1990. An Excursion Guidebook: 27–32. Tallinn.
NESTOR H. 1997 — Silurian. [In:] A. Raukas A. & A Teedumäe (eds) — Geology and Mineral Resources of Estonia: 89–106. Estonian Aca-demy Publishers. Tallinn.
NsLVAK J. 1972 — A characterization of the boundary beds of the Kukruse and Idavere stages in the Lipu boring (in Estonian with English summary). Loodusuurijate Seltsi Aastaraamat, 61: 39–59. NsLVAK J. 1988 — Upper Ordovician chitinozoans of the Cen-tral–Lithuanian Depression. (in Russian). Dep. VINITI, No 7811–B88: 55. Moscow.
NsLVAK J. 1999a — Ordovician chitinozoan biozonation of Balto-scandia. Acta Univ. Carolinae. Geologia, 43: 287–291.
NsLVAK J. 1999b — Distribution of chitinozoans. [In:] Estonian Geological Sections, Bull. 2, Taga–Roostoja (25A) drill core. Geol. Surv. Estonia, App. 6, 10–12.
NsLVAK J. 2003 — Ordovician chitinozoans in the Ruhnu drilcore. Estonian Geological Sections. Bulletin 5. Geol. Survey of Estonia. NsLVAK J. & GRAHN Y. 1993 — Ordovician chitinozoan zones from Baltoscandia. Review of Palaeobotany and Palynology, 79: 245–269. NsLVAK J., HEINSALU H., VIRRA V., HINTS L. & MEIDLA T. 1997 — Ordovician. [In:] A. Raukas, & A. Teedumäe (eds) — Geology and Mineral Resources of Estonia: 52–85. Estonian Academy Publishers. Tallinn.
NsLVAK J., GRAHN Y. & STURKELL E. F. F. 1999 — Chitinozo-an biostratigraphy of the Middle OrdoviciChitinozo-an Dalby Limestone in the Fjäcka section, Siljan District, Sweden. Proc. Estonian Acad. Sci. Geol., 48: 75–85.
PARIS F. 1992 — Application of chitinozoans in long-distance Ordovician correlations. [In:] B. D. Webby & J. R. Laurie (eds). Global Perspectives on Ordovician Geology: 23–33. Balkema. Rotterdam. PARIS F. & NsLVAK J. 1999 — Biological interpretation and pale-obiodiversity of a cryptic fossil group: „chitinozoan animal”. Geobios 32: 315–324. Villeurbanne.
PÃSKEVIÈIUS J. 1997 — The Geology of the Baltic Republics. pp. 115. Vilnius.
PETTIJOHN F.J., POTTER P.E., SIEVER R. 1972 — Sand and Sandstone. Springer–Verag. Berlin–Heidelberg–New York.
PODHALAÑSKA T. 1979 — The correlative significance of the Chi-tinozoa-bearing horizon in the Caradocian profiles of the £eba region (NW Poland). Acta Geol. Pol., 29: 443–448.
PODHALAÑSKA T. 1980 — Stratigraphy and facial development of Middle and Upper Ordovician deposits in the £eba Elevation (NE Poland). Acta Geol. Pol., 30: 327–390.
PsLMA L. 1973 — Osobiennosti strukturno-facjalnych zon Ba³tijsko-go Bassejna w ordowike. Facji i geochimja karbonatnych ot³o¿enij. Leningrad–Tallin.
PsLMA L. 1982 — Srawnitjelnaja litologja karbonatnych porod ordo-wika srednioj i sjewiernoj pribaltiki. Tallinn.
RYKA W. & MALISZEWSKA A. 1982 — S³ownik Petrograficzny. Wyd. Geol.
SAADRE T., STOUGE S., NsLVAK J. & EINASTO R. 2001 — Lower to Middle Ordovician stratigraphy of the Kowel–1 No 5415 Core, Western Volynia, Ukraine. [In:] D.A.T. Harper, S. Stouge (eds.) — Working Group on the Ordovician Geology of Balto-scandia. Abs-tracts. IGCP 410: 41–42. Copenhagen.
SZCZEPANIK Z. 2000 — The Ordovician acritarchs of the Pomera-nian Caledonides and their foreland — similarites and differences. Geol. Quart., 44: 275–295.
SZYMAÑSKI B. 1984 — Osady tremadoku i arenigu w pó³nocno-w-schodniej Polsce. Pr. Inst. Geol., 118.
SZYMAÑSKI B. 1999 — Charakterystyka petrograficzna ska³ wêgla-nowych ordowiku z otworu £opuchowo IG 1. [In:] Z. Modliñski i in. — Dolny paleozoik obszaru Suwa³k (Stratygrafia i litologia): 35–51. CAG PIG.
TOMCZYKOWA E. 1962 — Ordowik. [In:] Budowa geologiczna Ni¿u Polskiego. Pr. Inst. Geol.
TOMCZYKOWA E. 1964 — Ordowik platformy wschodnioeuropej-skiej na obszarze Polski. Kwart. Geol., 8: 491–504.
TURNAU-MORAWSKA M. 1971 — Charakterystyka petrograficzna ordowiku z wiercenia £ankiejmy 2 (NE Polska). Acta Geol. Pol., 21: 617–627.
VERNIERS J., NESTOR V., PARIS F., DUFKA P., SUTHERLAND S. & VAN GROOTEL G. 1995. — A global Chitinozoa biozonation for the Silurian. Geol. Mag., 132: 651–666.
WEBBY B. D. 1998 — Steps toward a global standard for Ordovician stratigraphy. Newsl. Stratigr., 36: 1–33.
