Refleksje krytyczne nad austro-wêgierskimi reliktami
w stratygrafii dolnego triasu w Tatrach
Micha³ Szulczewski
1Critical comments on the Austro-Hungarian relics in the Lower Triassic stratigraphy in the Tatra Moun-tains. Prz. Geol., 58: 1070–1078.
A b s t r a c t . The stratigraphic subdivision of the Lower Triassic in the Polish Tatra Mountains is composed solely of units of Alpine origin set in variable configurations. Unification of the stratigraphic classification over a vast area situated between the Dolomites and the Tatra Mountains is partly an effect of its long lasting integration in one state and within the domain of German-speaking geologists. This subdivision has never been soundly applied to the Lower Triassic of the Tatra Mts. on either palaeontological or any other satisfying basis. It has also lost its ground in its type areas, where other stages of extra-European origin has since long been adopted. Hence, the Werfenian, Seisian, Campilian, as well as the Scythian and the Myophoria Beds need to be definitely removed from the stratigraphic nomenclature and replaced with lithostratigraphic subdivision. The lithostratigraphic units should be imple-mented within their natural limits, therefore the units that have so far been created in the Slovakian part of the Carpathians should be adopted as it is possible.
Keywords: Lower Triassic, Werfenian, stratigraphic classification, Costatoria, Tatra Mountains
Powodem zajêcia siê problematyk¹ klasyfikacji stra-tygraficznej dolnego triasu w Tatrach jest jej utrzymuj¹cy siê od dziesiêcioleci anachronizm. Schematy tej klasyfi-kacji podlega³y wprawdzie znacznym nawet zmianom, ale zawsze pozostawa³y wariantami podzia³u pochodze-nia alpejskiego, ten zaœ od dawna jest nieaktualny i nigdy w Tatrach nie mia³ przekonuj¹cych podstaw stosowania. Zamierzeniem niniejszej rozprawy jest uzasadnienie tego pogl¹du. Alpejskie wzorce podzia³ów stratygraficznych kszta³towa³y siê w XIX w., w Tatrach w rozwiniêtej for-mie przyjêto je w latach 60. XX w., a ostateczne konkluzje tej pracy odnosz¹ siê do stanu obecnego. St¹d obecnoœæ w¹tków metodologicznych, historycznych i wspó³czes-nych, rozwiniêtych dla praktycznych celów rozprawy. Sk³adaj¹ siê one na zarys stosunków stratygraficznych i facjalnych w dolnym triasie Karpat Zachodnich oraz Alp Pó³nocnych i Po³udniowych z historycznym rozwojem pogl¹dów. W konkluzjach poprzestano na wskazaniu zmian koniecznych i oczywistych, wyznaczaj¹cych kie-runek zmian dalej id¹cych.
Podzia³ stratygraficzny dolnego triasu w Tatrach
W Tatrach trias dolny jest obecny w jednostce wiercho-wej (Tatricum) i kri¿niañskiej (Fatricum). Jego wykszta³-cenie litologiczne i facjalne jest w nich podobne i stosuje siê do nich takie same podzia³y stratygraficzne. Szczególn¹ cech¹ klasyfikacji stratygraficznej tatrzañskiego dolnego triasu jest brak miejscowych jednostek podzia³u, które w innych rejonach Polski pe³ni¹ rolê osnowy stratygraficznej sukcesji skalnych. Bywa³y nimi zazwyczaj warstwy, serie czy te¿ po prostu wydzielenia z mianem litologicznym, uzupe³nionym zwykle okreœleniem geograficznym. Inten-cj¹ tych podzia³ów by³o odwzorowanie naturalnej podziel-noœci profilów stratygraficznych na przedzia³y o odmien-nej litologii, a czêsto tak¿e o inodmien-nej charakterystyce paleon-tologicznej (por. Szulczewski, 1986). Od wprowadzenia w
1975 r. sformalizowanej klasyfikacji litostratygraficznej funkcjê tê coraz szerzej przejmuj¹ formacje. Na takie rudy-mentarne podzia³y nak³adano dopiero odrêbne podzia³y na piêtra, s³u¿¹ce klasyfikacji sprzê¿onej z korelacj¹ ponadre-gionaln¹. Natomiast w tatrzañskim dolnym triasie piêtra wydzielano bezpoœrednio, bez poprzedzenia ich jakimkol-wiek podzia³em lokalnym. Utajon¹ rolê klasyfikacji pier-wotnej, widoczn¹ tylko w sposobie konstruowania podzia-³ów innego rodzaju, pe³ni³y tu kompleksy litologiczne, któ-re odpowiada³y etapom transgktó-resywnej ewolucji facjalnej, przejawiaj¹cym siê w skokowych zmianach kompozycji litologicznej kolejnych czêœci profilu. Kompleksy te, roz-ró¿niane w oczywistych granicach, nie wyra¿a³y siê jed-nak w podziale samoistnym, nadawa³y natomiast litolo-giczn¹ charakterystykê wyró¿nianym tu jednostkom, opa-trywanym nazwami o rodowodzie alpejskim.
Od po³owy ubieg³ego wieku podstaw¹ podzia³ów stra-tygraficznych dolnego triasu by³y trzy kompleksy litolo-giczne (tab. 1). Jako ilustracjê ich charakterystyki przyj-mijmy trias wierchowy, szerzej wystêpuj¹cy i dok³adniej poznany, chocia¿ nastêpstwo litologiczne w triasie reglo-wym jest do niego podobne. S¹ to wiêc kolejno:
piaskowce kwarcytyczne z podrzêdnym udzia³em zlepieñców oraz z cienkimi wk³adkami mu³owców i pstrych ³upków ilastych;
piaskowce i mu³owce wapniste w równorzêdnej pro-porcji z ³upkami;
wapienie, dolomity i ³upki, z podrzêdnym udzia³em brekcji œródformacyjnych.
Oba kompleksy piaskowcowe mieœci³y siê d³ugo w obszerniejszym wydzieleniu permotrias (Passendorfer, 1957). Uhlig (1890, zob. Limanowski, 1901) rozró¿ni³ w nich piaskowce kwarcytyczne, które uzna³ za permskie, oraz kompleks pstrych ³upków, ilastych piaskowców i ¿ó³-tych dolomitów komórkowych, który odniós³ do dolnego triasu. Limanowski (op.cit.) stwierdzi³, ¿e wy¿szy z tych kompleksów odpowiada alpejskim warstwom albo ³upkom 1
werfeñskim. PóŸniej Matejka i Andrusov (1931, zob. So-ko³owski, 1948), a za nimi Soko³owski (op.cit.) oba te kompleksy uznali za dolnotriasowe i okreœlili je jako
wer-fen, czyli wydzielenie alpejskie o niejasnej randze piêtra
czy oddzia³u. Piaskowce kwarcytyczne odnieœli przy tym do dolnego werfenu, a le¿¹cy na nich kompleks ³upkowo-piaskowcowy do werfenu górnego. Szerzej werfen po-traktowa³ Kotañski (1956), bo w³¹czy³ do niego tak¿e naj-ni¿szy kompleks wêglanowy z serii wierchowych, wczeœ-niej zaliczany do œrodkowego triasu. Okreœli³ go jako
kam-pil, rozumiany jako piêtro alpejskie równoznaczne z
gór-nym werfenem i synonim retu z triasu germañskiego. Kam-pil podzieli³ jeszcze na dolny (czyli seriê wapieni i dolomi-tów komórkowych) i górny (z warstwami myophoriowy-mi), a póŸniej ten sam podzia³ zastosowa³ do triasu p³asz-czowiny kri¿niañskiej (Kotañski, 1963). Inaczej ni¿ jego poprzednicy ca³y ni¿szy przedzia³ klastyczny odniós³ za-tem do dolnego werfenu i odpowiadaj¹cego mu piêtra seis. Równowa¿noœæ dolnego werfenu z seisem przyjêli te¿ Pas-sendorfer (1957) oraz Roniewicz (1959, 1966), który nie-kiedy u¿ywa³ jeszcze okreœleñ seis dolny i górny, roz-graniczaj¹c je tak jak werfen dzieli³ Soko³owski (1948). Tak rozbudowany, pe³ny podzia³ tatrzañskiego dolnego triasu na piêtra powsta³ wiêc w zaledwie siedem lat, w po-³owie ubieg³ego stulecia.
W póŸniejszych opracowaniach przegl¹dowych nomen-klatura stratygraficzna dolnego triasu tatrzañskiego stra-ci³a jednak pierwotn¹ spójnoœæ i jednoznacznoœæ. Kotañski (1973, 1977, 1979) przesta³ traktowaæ werfen jako piêtro czy oddzia³, lecz z powrotem wyró¿ni³ warstwy werfeñ-skie, czyli jednostkê typu formacji. Za warstwy te uzna³ przy tym tylko wy¿szy, piaskowcowo-³upkowy kompleks klastycznej partii tatrzañskiej sukcesji (1973) – podobnie jak czyni³ to niegdyœ Limanowski (1901). Roniewicz (1997a) dalej traktowa³ werfen jako piêtro, ale obj¹³ nim ca³oœæ klastycznej czêœci profilu, zaœ termin seis w ogóle porzuci³. Wobec tego dolny trias mia³ siê teraz dzieliæ bez-poœrednio na piêtra werfen i kampil (GaŸdzicki & Lefeld, 1997; Roniewicz, 1997b; Uchman, 2004; Wagner, 2008). Poza wymienionymi jednostkami do klasyfikacji dolnego triasu czêsto wprowadzano jeszcze scytyk. Mia³ on status niejasny, gdy¿ zakresem odpowiada³ dolnemu triasowi i
werfenowi w szerokim znaczeniu (np. Kotañski, 1959, 1973, 1979), ale ich nie eliminowa³.
Porównanie tak niezgodnych ze sob¹ podzia³ów wy-wo³uje podstawowe pytania o ich wartoœæ i uzasadnienie. Odpowiedzi nie znajdzie siê ani w wymienionych publika-cjach, ani w samych Tatrach. Prawie wszystkie wprowa-dzone tu jednostki podzia³u wywodz¹ siê z Alp, g³ównym kryterium oceny zasadnoœci ich wydzielenia jest wiêc traf-noœæ ich korelacji z alpejskimi wzorcami i to pocz¹wszy od czasów, kiedy adaptowano je do Tatr.
Pierwotny podzia³ dolnego triasu w Alpach Pó³nocnych i Po³udniowych
W dolnym triasie Pó³nocnych Alp Wapiennych od pó³-tora wieku wyró¿nia siê dwie g³ówne, zastêpuj¹ce siê obocz-nie formacje: alpejski pstry piaskowiec i warstwy z Wer-fen. Wyró¿niony przez Gümbela w 1858 r. alpejski pstry piaskowiec (niem. Alpiner Buntsandstein) rozwiniêty jest g³ównie w zachodniej czêœci Alp Pó³nocnych, a w ich czê-œci œrodkowej i wschodniej stopniowo ustêpuje wkracza-j¹cej nañ formacji werfeñskiej (niem. Werfener Schichten,
Werfener Formation). Jej locus typicus znajduje siê w
Alpach Salzburskich, gdzie „czerwone ³upki z Werfen” wyró¿ni³ Lill von Lilienbach ju¿ w 1830 r. (zob. Tollmann, 1976; Krainer, 1988), a wiêc cztery lata przed po³¹czeniem przez von Albertiego trzech formacji z basenu germañskie-go w triadê nazwan¹ triasem.
Pó³nocnoalpejska facja warstw werfeñskich siêga na po³udnie po Karawanki (Krainer, 1988). W Alpach Po³u-dniowych dolny trias jest natomiast specyficznie wykszta³-cony i ma swój w³asny podzia³ pierwotny. Zacz¹tkiem jego wczesnej, dwucz³onowej postaci by³y warstwy z Seis (niem. Seiser Schichten) Wissmanna z 1841 r., do których von Richthofen w 1860 r. doda³ warstwy z Campill (niem.
Campiller Schichten). Podzia³ ten przetrwa³ ca³y wiek,
zosta³ wzbogacony tylko przez Lepsiusa w 1878 r. o roz-graniczaj¹cy je oolit gastropodowy (niem.
Gastropodeno-olith). On te¿ w warstwach z Campill wyró¿ni³ Myophorien-kalk, okreœlany równie¿ jako Myophorienschichten. Do
póŸ-nych lat 60. XX w. warstwy z Seis charakteryzowano zwy-kle jako w przewadze wêglanowe, z interkalacjami jasnych mu³owców, a warstwy z Campill jako czerwone piaskow-Kompleksy
litologiczne Lithological complexes
Matejka & Andrusov (1931)
Soko³owski (1948) Kotañski (1956) Kotañski (1973, 1979)
Roniewicz (1997) GaŸdzicki & Lefeld (1997)
Uchman (2004) Wagner (2008) dolomity i wapienie dolomites and limestones trias œrodkowy (najni¿szy) Middle Triassic (lowermost) werfen Werfenian kampil Campilian górny upper werfen Werfenian = scytyk Scythian kampil Campilian kampil Campilian dolny lower piaskowce i ³upki sandstones
and shales werfen Werfenian górny upper seis Seisian seis górny Upper Seisian warstwy werfeñskie Werfen Beds werfen Werfenian piaskowce kwarcytyczne quartzitic sandstones dolny lower seis dolny Lower Seisian
Tab. 1. Koncepcje podzia³u stratygraficznego dolnego triasu w Tatrach
ce, mu³owce i wapienie oolitowe (De Zanche & Farabe-goli, 1981; Posenato, 2008b).
Pierwowzorami seisu i kampilu by³y wiêc formacje wydzielone wprawdzie przez geologów niemieckojêzycz-nych, ale nie w typowym, pó³nocnoalpejskim rejonie warstw werfeñskich, lecz w Dolomitach. Ich czêœæ le¿y bowiem w Po³udniowym Tyrolu (niem. Südtirol, w³. Alto
Adige), nale¿¹cym do 1919 r. do Austrii, a dopiero po
pierwszej wojnie œwiatowej przy³¹czonym do W³och. Tam te¿ znajduj¹ siê miejscowoœci, od których pochodz¹ nazwy obu piêter: Seis (w³. Siusi) i Campill (w³. Longiari).
Usytuowanie wszystkich rejonów alpejskich – od Pó³-nocnych Alp Wapiennych po Dolomity – w jednym pañstwie i w domenie geologów g³ównie niemieckojêzycz-nych sprzyja³o zespoleniu podzia³ów stratygraficzniemieckojêzycz-nych na ca³ym tym obszarze. Zasiêg formacji werfeñskiej rozsze-rzono wiêc na Alpy Po³udniowe – w roli jednostki nadrzêd-nej nad tamtejszymi warstwami z Seis i Campill. Tê dwu-dzielnoœæ formacji werfeñskiej, mimo sporych ró¿nic jej wykszta³cenia, Böse przeniós³ w 1898 r. z Dolomitów w pó³nocne rejony alpejskie (zob. Tollmann, 1976). Forma-cja ta przybra³a zatem w Alpach austriackich rolê ogólnej ramy dolnotriasowych sukcesji stratygraficznych, wyka-zuj¹cych znaczne zró¿nicowanie regionalne i dziel¹cych siê na jednostki podrzêdne. Tak¹ postaæ podzia³ ten zacho-wa³ a¿ do czasu, gdy Kotañski zastosozacho-wa³ go w Tatrach.
Ekspansja podzia³u stratygraficznego z Alp w Karpaty
Ju¿ Kotañski (1965) zwróci³ uwagê, ¿e w podobnym czasie i okolicznoœciach kompleksy mezozoiczne z Tatr, przypominaj¹ce alpejskie wydzielenia litologi¹ i pozycj¹, zaczêto okreœlaæ ich nazwami równie¿ w Karpatach. By³y wœród nich tak¿e warstwy werfeñskie (Stur, 1860, zob. Fej-diová, 1980). Przyczyni³y siê do tego zw³aszcza prace kar-tograficzne geologów wiedeñskich. Utworzony w 1849 r. K.K. Geologischen Reichsanstalt przyst¹pi³ do sporz¹dza-nia przegl¹dowej mapy geologicznej Monarchii Austro-Wêgierskiej. W objaœnieniu z 1869 r. do arkusza obej-muj¹cego Zachodnie Karpaty dyrektor urzêdu von Hauer, który warstwy z Werfen zna³ z Pó³nocnych Alp Wapien-nych, wyró¿ni³ je tak¿e w karpackim „paœmie masywów centralnych” (zob. Andrusov, 1958). W pierwszej dekadzie XX w. tak¿e Böck wydzieli³ w strefie gemerskiej Karpat „³upki werfeñskie”, le¿¹ce ponad kwarcytami i piaskowcami, które uwa¿a³ jeszcze za permskie (zob. Mišik, 1953), a w Tatrach uczyni³ tak Limanowski (1901). Dopiero Zoubek i Koutek w Niskich Tatrach, a tu¿ po nich Matejka i Andru-sov w Tatrach (1931, zob. Soko³owski, 1948) wydzielenie werfeñskie zaczêli stosowaæ w pisowni w³aœciwej piêtru.
Ekspansja wydzieleñ dolnotriasowych pochodz¹cych z Dolomitów dotar³a w Karpaty œladem werfenu, lecz dopie-ro prawie sto lat póŸniej. Jeœli jednostka z Werfen dopie- rozprze-strzenia³a siê najpierw w swej pierwotnej postaci formacji, to jednostki stratygraficzne z Dolomitów pojawi³y siê w Karpatach ju¿ w postaci piêter seis i kampil, a wiêc wyzwo-lone z litologicznych konotacji swych pierwowzorów. Po-dobnie jak wczeœniej werfen dotar³y one najpierw w Ge-merydy (Mišik, 1953; Nemèok, 1953), a za tym przy-k³adem Kotañski (1956) wyró¿ni³ je w Tatrach. Piêtra te by³y zreszt¹ w latach 50. XX w. doœæ szeroko wyró¿niane równie¿ poza Alpami (por. Kotañski 1959, 1965).
Przetworzenie warstw z Werfen, Seis i Campill w piêtra odpowiada³o ogólnemu kierunkowi ewolucji klasyfikacji stratygraficznej, bo piêtra fanerozoicznych systemów stra-tygraficznych powsta³y prawie w ca³oœci przez nadanie rangi wydzieleñ wzorcowych niektórym formacjom. Wy-posa¿ane w charakterystyki paleontologiczne, uzyskiwa³y one ponadregionalny zakres mo¿liwoœci generalizuj¹cych i korelacyjnych i z czasem przeobra¿a³y siê w piêtra. Od tej pory specyfika litologiczna traci³a zasadnicze znaczenie dla ich identyfikacji, a zastêpowa³y j¹ skamienia³oœci prze-wodnie (por. Szulczewski, 1991). W skrajnym przypadku, jak lapidarnie uj¹³ to Arkell (1956), piêtra ustanawiane na podstawie formacji przekszta³ca³y siê w piêtra ustanawiane na podstawie zon.
Koncepcjê piêter i pierwsze ich zestawy dla jury i kredy wyprowadzi³ d’Orbigny w latach 40. XIX w. z morskich wype³nieñ basenów platformowej Europy, obfituj¹cych w przewodnie amonity. We wczesnym triasie tamtejsze base-ny wype³ni³a natomiast l¹dowa formacja pstrego piaskow-ca, pozbawiona podobnego potencja³u korelacyjnego. Na jej tle morskie sukcesje alpejskie, zw³aszcza z Dolomitów, przedstawia³y siê du¿o korzystniej, chocia¿ i tam amoni-tów brakowa³o w znacznych partiach profilu. Nawet z tymi ograniczeniami, z braku lepszych mo¿liwoœci w Europie, piêtra wywodz¹ce siê z Dolomitów rozprzestrzenia³y siê w Alpach i obszarach s¹siednich. Mia³y one i ten awanta¿, ¿e stanowi³y dope³nienie zestawu alpejskich piêter triasu œrodkowego i górnego, maj¹cych znacznie lepsze podsta-wy paleontologiczne i realn¹, jak siê okaza³o, perspektywê pe³nienia roli standardów nawet globalnych.
Spoœród jednostek alpejskich tylko werfen napotka³ licz¹c¹ siê konkurencjê. Stanowi³ j¹ wspomniany scytyk (niem. Skyth), odpowiadaj¹cy równie¿ ca³emu dolnemu triasowi. Wprowadzili go von Mojsisovics, Waagen i Die-ner w 1895 r. (zob. Tollmann, 1976) na podstawie sukcesji stratygraficznej z góry Bolshoe Bogdo, po³o¿onej w obrze-¿eniu Niziny Nadkaspijskiej. Mimo ¿e ustanowiony póŸ-niej od warstw werfeñskich, scytyk cieszy³ siê do niedawna popularnoœci¹ nie mniejsz¹ od werfenu i w ujêciach uwzglêdniaj¹cych warstwy werfeñskie pe³ni³ czêsto niejas-n¹ rolê piêtra czy oddzia³u, bêd¹cego ich odpowiednikiem.
Podstawy wyró¿nienia alpejskich piêter dolnego triasu w Tatrach
Formacjê werfeñsk¹ wprowadzono do podzia³u straty-graficznego Karpat, w tym tak¿e Tatr, pos³uguj¹c siê star¹, jeszcze XVIII-wieczn¹ metodyk¹. Polega³a ona na identy-fikowaniu formacji w sukcesjach skalnych na podstawie ich litologii oraz relacji w porz¹dku pionowym do innych formacji (por. Szulczewski, 1991). Formacja werfeñska zajê³a wiêc w Tatrach stosown¹ dla niej pozycjê u podsta-wy sukcesji mezozoicznej i pod jej najni¿szym komplek-sem wêglanowym, zaœ wzorcem jej litologii by³o jej ty-powe, pó³nocnoalpejskie wykszta³cenie.
Przekszta³cenie formacji werfeñskiej w piêtro werfenu nie nast¹pi³o natomiast w Tatrach w sposób typowy dla identyfikacji piêter, polegaj¹cy na przeniesieniu znaczenia diagnostycznego z litologii na skamienia³oœci przewodnie. Odby³o siê ono bez zasadniczej zmiany przes³anek rozpo-znania, a ograniczy³o siê do sprowadzenia jej nazwy do prostej formy rzeczownikowej, w³aœciwej piêtrom.
Ska-mienia³oœci przewodnie mia³y dla tej przemiany znaczenie podrzêdne i lokalne, a znaczniejszej roli nabiera³y dopiero w Gemerydach, czy Silicicum. Werfen by³ wiêc w Tatrach od pocz¹tku quasi-piêtrem – piêtrem z nazwy, lecz forma-cj¹ wed³ug przes³anek jego rozpoznania.
Piêtra seis i kampil wprowadzono do stratygrafii Kar-pat œladem werfenu – zgodnie z ich alpejskimi powi¹zania-mi. Inspiracj¹ do wyró¿nienia kampilu (Kotañski, 1956, 1959) by³a obecnoœæ ma³¿ów wspólnych z alpejskim kam-pilem, przede wszystkim Myophoria costata (Zenker),
przeniesionego póŸniej do rodzaju Costatoria. Kotañ-ski (1956) znalaz³ je w jednostce wierchowej (Panienki), w górnej czêœci kompleksu wêglanowo-³upkowego, le¿¹-cego powy¿ej kompleksów klastycznych, do których wte-dy ograniczano werfen (ryc. 1). Zasiêg werfenu rozszerzy³ wobec tego na ten kompleks wêglanowy i uzna³ go za kam-pil. Tylko wyró¿nienie ni¿szej czêœci górnego kampilu, okreœlonej jako warstwy myophoriowe, mia³o wiêc podsta-wê paleontologiczn¹. Pozosta³e jednostki stratygraficzne rozgraniczono zgodnie z granicami kompleksów
litolo-20 m dolny seis Lower Seisian górny seis Upper Seisian
dolny kampil Lower
Campilian górny kampil Upper Campilian
TATRICUM
FATRICUM
spory spores CostatoriaRyc. 1. Rozmieszczenie skamienia³oœci przewodnich w dolnym triasie z Tatr na tle jego podzia³u opartego na litologii. Uproszczona litologia i podzia³ stratygraficzny na podstawie przekrojów: seis z Ma³ej Koszystej (wg Roniewicza, 1966, Fig. 5) i kampil z Panienek (wg Kotañskiego, 1956, Fig. 1) w Tatricum, ze ¯lebu pod Czerwienic¹ (wg Kotañskiego, 1963, Fig. 1) w Fatricum. Znaczenie stratygraficzne skamienia³oœci omówiono w tekœcie
Fig. 1. Distribution of guide fossils in the Lower Triassic of the Tatra Mountains on the background of its lithology-based subdivision. Generalized lithologic logs and their stratigraphic subdivision based on the sections: Seisian at Ma³a Koszysta (after Roniewicz, 1966, Fig. 5) and Campilian at Panienki (after Kotañski, 1956, Fig. 1) in the Tatricum, ¯leb pod Czerwienic¹ (after Kotañski, 1963, Fig. 1) in the Fatricum. The stratigraphic meaning of fossils discussed in the text
gicznych, bez podstaw paleontologicznych. By³y one za-tem piêtrami tylko nominalnie, a w istocie stanowi³y sub-stytuty miejscowych formacji. Jeœli bowiem w wy¿szych kompleksach dolnego triasu tatrzañskiego mo¿na by³o do-patrzyæ siê pewnych analogii litologicznych do werfenu alpejskiego, to tatrzañski seis mia³ litologicznie wiêcej wspólnego z kampilem ni¿ z seisem alpejskim, a kampil – z alpejskim seisem. Nie ma ¿adnych powodów, by s¹dziæ, ¿e g³ówne zmiany litologiczne maj¹ wypadaæ akurat na granicach piêter. Praktyka takiego sytuowania granic piê-ter d³ugo nie uchodzi³a jednak za wadliw¹. Jej b³êdnoœæ i szkodliwoœæ dla korelacji wykaza³ Shaw (1964), choæ wy-nika³o to równie¿ ze znanego od dawna w Europie prawa Walthera. Rzeczywista relacja wiekowa tatrzañskiego „seisu” i „kampilu” do ich alpejskich wzorców by³a wobec tego od pocz¹tku zupe³nie nieokreœlona.
W jednostce kri¿niañskiej (Dolina Jaworzynka) faunê ma³¿ow¹ z Myophoria costata znalaz³ ju¿ Limanowski (1901). Transformacji wyró¿nionych przez niego warstw werfeñskich w kampil Kotañski (1963) dokona³ wiêc na tej samej paleontologicznej podstawie. Granicy seisu z kam-pilem nie mo¿na tu by³o jednak poprowadziæ identycznie jak w jednostce wierchowej, gdy¿ fauna Limanowskiego pochodzi³a z kompleksu piaskowcowo-³upkowego, litolo-gicznie odpowiadaj¹cego kompleksowi ni¿szemu od zawie-raj¹cego faunê kampilsk¹ w jednostce wierchowej (ryc. 1). PóŸniej Fuglewicz (1979; por. Kotañski, 1979) oznaczy³ jeszcze z jednostek wierchowej (Dolina Stare Sza³asiska) i reglowej (Dolina Jaworzynka) zespó³ megaspor, wska-zuj¹cy na korelacjê tego kompleksu ze œrodkow¹ czêœci¹ pstrego piaskowca. Kotañski (1979) dopuœci³ wiêc mo¿li-woœæ, ¿e granica seisu z kampilem biegnie w jego obrêbie. W le¿¹cym ni¿ej kompleksie piaskowców kwarcytycznych nie znaleziono ¿adnych skamienia³oœci.
Globalna skala stratygraficzna dolnego triasu
Wprowadzanie podzia³u dolnego triasu w Tatrach zbieg-³o siê w czasie z pocz¹tkiem gruntownej przebudowy zasad i procedur klasyfikacji stratygraficznych w skali œwiato-wej, której efektem mia³o byæ uporz¹dkowanie systemu klasyfikacji stratygraficznej na wspólnych zasadach, w pe³-nej rozpiêtoœci skali stratygraficzpe³-nej i w wymiarze global-nym. G³ównym jej celem by³o ustalenie standardowej glo-balnej skali stratygraficznej, zdefiniowanie granic jednos-tek jej hierarchicznego systemu i wybór œwiatowych strato-typów. Drugim zamierzeniem, ju¿ nie tak zgodnie w Euro-pie podjêtym (por. Szulczewski, 1986), by³o oddzielenie biostratygrafii od podzia³ów opartych na litologii i sprowa-dzenie podzia³ów regionalnych do sformalizowanej po-staci klasyfikacji litostratygraficznej.
Tak¿e w klasyfikacji stratygraficznej triasu rozpocz¹³ siê w latach 60. XX w. d³ugotrwa³y i jeszcze niezakoñczo-ny proces daleko zakrojoniezakoñczo-nych zmian. PóŸniejszy brak wiêk-szego zainteresowania naszym dolnym triasem tatrzañ-skim powodowa³ wiêc szybkie dezaktualizowanie siê jego podzia³u. W regionach dalekich od Europy znaleziono dol-ny trias wykszta³codol-ny w facjach lepiej nadaj¹cych siê do ustanawiania standardowych podzia³ów ogólnoœwiato-wych ni¿ w Alpach. By³y to profile, w których mo¿na by³o
dokonaæ pe³nego podzia³u na poziomy amonitowe i na ich podstawie rozgraniczyæ piêtra oraz jednostki stratygra-ficzne wy¿szego rzêdu.
Dok³adnie wtedy, kiedy w Tatrach polskich wprowa-dzano podzia³ na piêtra alpejskie, Kiparisowa i Popow (1956, 1964, zob. Gradstein i in., 2004) zaproponowali podzia³ dolnego triasu na piêtra ind (ang. Induan) i olenek2 (ang. Olenekian). Piêtra te nazwano od rzek Indus w Hin-dustanie i Olenek na Syberii, w basenach których s¹ one roz-winiête w odpowiednich facjach. Niewiele póŸniej pro-pozycjê bardziej szczegó³owego podzia³u na cztery piêtra (póŸniej zmodyfikowan¹) przedstawi³ Tozer (1967). Jego piêtra grisbach (ang. Griesbachian), diner (ang. Dienerian), smit (ang. Smithian) i spat (ang. Spathian) zosta³y wprowa-dzone w arktycznej Kanadzie, na wyspach Ellesmere i Axel. Tamtejsza sukcesja dolnotriasowa wyró¿nia³a siê w skali œwiatowej obfitoœci¹ amonitów i mo¿liwoœci¹ wyko-rzystania ich do konstrukcji wzorcowego schematu straty-graficznego. Prace nad uzgodnieniem standardowego po-dzia³u dolnego triasu ci¹gle jeszcze trwaj¹ i posuwaj¹ siê mozolnie. Stan zaawansowania tej procedury nie zmieni³ siê w sposób istotny od przedstawionego przez Gradsteina i in. (2004). Podkomisja Stratygrafii Triasu, bêd¹ca agend¹ Miêdzynarodowej Komisji Stratygrafii, przyjê³a w 1992 r. podzia³ na siedem standardowych piêter. S¹ wœród nich ind i olenek, jako piêtra w dwudzielnym dolnym triasie. Scy-tyk do niedawna bywa³ jeszcze wydzielany jako synonim dolnego triasu, czyli w charakterze oddzia³u (np. Harland i in., 1990). Straci³ on jednak szansê na utrzymanie siê w tej roli, bo zaczê³a przewa¿aæ opinia, ¿e wszystkie oddzia³y powinny byæ konsekwentnie okreœlane jako dolny, œrodko-wy albo górny, czyli tak jak w œrodko-wy¿szym triasie i w innych systemach, a nie odrêbnymi nazwami. Odnosi siê to tak¿e do podpiêter, pozostaje wiêc niepewnoœæ czy zostan¹ za-akceptowane w tym charakterze cztery jednostki Tozera o kanadyjskim rodowodzie, dobrze ju¿ umocnione w litera-turze. W ka¿dym razie alpejskie piêtra dolnego triasu, czyli werfen, seis i kampil, znalaz³y siê poza licz¹cymi siê kan-dydaturami do globalnej skali podzia³u.
Obecny stan stratygrafii i znajomoœci facji dolnego triasu w Alpach
Najbardziej wymown¹ ilustracj¹ sukcesu indu i olenku jest wyparcie przez nie piêter alpejskich nawet z ich macie-rzystego regionu. Mimo to studia nad dolnym triasem od lat 60. XX w. bardzo siê w Dolomitach rozwinê³y, a prym w badaniach stratygraficznych przejêli geologowie w³oscy. Regionalnemu podzia³owi stratygraficznemu nadano tam teraz czyst¹ postaæ litostratygraficzn¹. Wydzielenie werfeñ-skie pozostawiono tylko w charakterze formacji, obejmu-j¹cej – tak jak dotychczas – prawie ca³y dolny trias. W koñ-cu lat 60. rozpoczêto jednak rozdrabnianie jej podzia³u i stopniowo wype³niono j¹ zestawem podrzêdnych jednos-tek, rozbudowanym kosztem dawnych Seiser i Campiller
Schichten. Opatrzono je teraz nazwami w³oskimi. Obecnie
2
Przy okazji: olenek powinno siê odmieniaæ tak jak inne wyrazy koñcz¹ce siê na -ek, np. dzbanek, a wiêc z pominiêciem litery e, czyli olenka i w olenku.
formacja werfeñska jest tam podzielona na dziewiêæ ogniw w nastêpuj¹cym porz¹dku stratygraficznym (np. Posenato, 2008b; Zühlke, zob. Feist-Burkhardt i in., 2008):
Tesero, Mazzin, Andraz, Siusi, Oolite a Gastropodi, Campil, Val Badia, Cencenighe, San Lucano.
Oolit gastropodowy i zredukowane do rangi ogniw pozosta³oœci dawnych warstw z Seis i Campill zajmuj¹ w tym podziale pozycjê œrodkow¹ jako Membro di Siusi,
Membro dell’Oolite a Gastropodi oraz Membro di Campil.
Nazwa Seis zniknê³a wiêc w tym podziale zupe³nie, za-st¹piona jej w³oskim odpowiednikiem Siusi.
Formacja werfeñska na znacznej przestrzeni zachod-nich Dolomitów podlega³a dwukrotnej erozji w póŸnym anizyku, lokalnie nawet zupe³nej. Tam, gdzie jest ona kom-pletna, granica dolnego triasu z anizykiem zdaje siê prze-biegaæ w obrêbie dolnego dolomitu Serla (Doglioni & Neri, 1988). Œcis³e skorelowanie klasyfikacji litostratygra-ficznej z pozaeuropejskimi podzia³ami na piêtra napotyka w Dolomitach te same trudnoœci, z których powodu tamtej-sza sukcesja nie nadaje siê do ustanowienia z niej wzorców globalnych. Œrodkowa czêœæ profilu, od ogniwa z Andraz po ogniwo z Campil, nie zawiera konodontów, a amonity (poziom Tirolites cassianus) pojawiaj¹ siê po raz pierwszy dopiero w ogniwie z Val Badia. Na podstawie amonitów i konodontów mog¹ wiêc tu byæ wydzielone tylko najni¿sze (grisbach) i najwy¿sze (spat) z Tozerowych podpiêter dol-nego triasu (np. Posenato, 2008a, b). Wobec tego po³o¿enie granicy ind–olenek mo¿na wskazaæ tylko w przybli¿eniu, w górnej czêœci ogniwa z Siusi, przy górnej granicy pozio-mu ma³¿owego Claraia (np. Posenato, 2008a).
Modyfikacji uleg³a tak¿e systematyka rodzaju
Costato-ria, a w konsekwencji zasiêgi stratygraficzne jego
gatun-ków. W formacji werfeñskiej w Dolomitach rozró¿nia siê teraz dwa gatunki Costatoria (Broglio Loriga & Posenato, 1986), oba o szerokim rozprzestrzenieniu geograficznym. S¹ nimi C. (Costatoria?) subrotunda (Bittner) z górnej czê-œci ogniwa z Campil (smit) oraz C. (Costatoria?) costata z ogniw z Cencenighe i San Lucano (spat), poza Dolomitami siêgaj¹ca nawet dolnego anizyku (Broglio Loriga & Pose-nato, 1986; Neri & PosePose-nato, 1988).
Po³udniowoalpejska facja formacji werfeñskiej prze-jawia szeroki zakres zró¿nicowania litologicznego, lecz dominuj¹ w niej ska³y wêglanowe i margliste. Osadza³a siê ona w p³ytkich œrodowiskach przybrze¿nych, przewa¿nie w zatokach i lagunach, powy¿ej podstawy falowania i z epizodami ewaporatowej równi p³ywowej (Broglio Loriga i in., 1979, 1982, 1990; Zühlke, zob. Feist-Burkhardt i in., 2008). W dolnym triasie i najni¿szym anizyku Dolomitów rozró¿niono szeœæ sekwencji depozycyjnych trzeciego rzê-du (Broglio Loriga i in., 1982; De Zanche i in., 1993; Gia-nolla i in., 1998), jednak o s³abej kontroli biostratygra-ficznej. Ogniwo z Seis sk³ada siê g³ównie ze ska³ wêglano-wych i marglistych, z rzadkimi prze³awiceniami piaskow-ców i pochodzi z dolnej i œrodkowej rampy, podczas gdy
ogniwo z Campil jest klastyczne, a osadzi³o siê na dolnym przybrze¿u i podbrze¿u (Zühlke, zob. Feist-Burkhardt i in., 2008), odpowiada wiêc wydatnemu pulsowi regresywne-mu („zdarzenie Campil”). Kolejne po nim ogniwo z Val Badia, margliste i z amonitami, odzwierciedla z kolei znacz-ny puls transgresywznacz-ny, po którym do koñca wczesnego triasu trwa³a regresja.
Wykszta³cenie dolnego triasu w po³udniowoalpejskim typie formacji werfeñskiej rozci¹ga siê po Lombardiê, Alpy Karnijskie, wêgierskie Œredniogórze Dunajskie i blok Jadaru w Serbii. Pocz¹wszy od austriackich Alp Gailtal-skich ku pó³nocy podobieñstwo to ju¿ siê zatraca. W Pó³-nocnych Alpach Wapiennych i w Karyntii formacja werfeñ-ska przybiera pó³nocnoalpejski typ wykszta³cenia i ulega redukcji, zastêpowana przez podœcielaj¹cy j¹ alpejski pstry piaskowiec. Ju¿ jego nazwa sygnalizuje ogólny typ facjal-ny i podobieñstwo do facji germañskiej dolnego triasu. Sk³ada siê on z masywnych piaskowców kwarcowych z prze³awiceniami mu³owców i zlepieñców, a sporadycznie nawet z wk³adkami wêgla. Formacja ta jest dwudzielna. Dolny i górny alpejski pstry piaskowiec rozpoczynaj¹ siê osadami rzecznymi, lecz górne ich czêœci dokumentuj¹ wp³ywy marginalnych œrodowisk morskich. Morskie osa-dy w najwy¿szej czêœci pierwszego z tych cykli pokazuj¹ siê we wschodnim Tyrolu i w Drauzug (Karyntia) (Stingl, 1987; Krainer, 1988), a powrót sedymentacji rzecznej jest tam przypisywany zdarzeniu kampilskiemu (op.cit.). Przej-œcie osadów rzecznych w estuariowe znamionuje pocz¹tek ponownej transgresji morskiej i poprzedza depozycjê for-macji werfeñskiej. Ca³oœæ alpejskiego pstrego piaskowca jest uwa¿ana za subaeraln¹ czêœæ kompleksu deltowego, rozbudowuj¹cego siê progradacyjnie ku po³udniowi i po³u-dniowemu wschodowi (Niedermayr, 1985) albo wraz z for-macj¹ werfeñsk¹ za rampê klastyczno-wêglanow¹ (Rüffer & Bechstädt, 1998; Rüffer, zob. Feist-Burkhardt i in., 2008).
Formacjê z Werfen, tam gdzie przykrywa ona alpejski pstry piaskowiec (zachodnie Alpy Pó³nocne, Karyntia), stanowi¹ osady drobnoziarniste, zw³aszcza mu³owcowe, osadzone w œrodowiskach p³ytkomorskich i lagunowych, z udzia³em strefy p³ywów (Niedermayr, 1985; Krainer, 1988). Miejscami zawiera ona ewaporaty oraz brekcje ko-lapsyjne po nich (rauhwacke), a na po³udniu i po³udnio-wym wschodzie (np. w Karawankach) rzadkie wk³adki wêglanowe z faun¹ morsk¹. Dopiero najwy¿sza czêœæ warstw werfeñskich (Werfener Kalk, Tollmann, 1976; Mostler & Rossner, 1984) oraz formacja Reichenhall z pogranicza z anizykiem (Schlager & Schöllnberger, 1974; Spötl & Burns, 1991) maj¹ wykszta³cenie wêglanowe i z pocz¹tku zawieraj¹ faunê pelagiczn¹, ale wy¿ej posiadaj¹ cechy œrodowisk hipersalinarnych.
Transport materia³u klastycznego odbywa³ siê z podob-nych kierunków jak w trakcie depozycji alpejskiego pstre-go piaskowca (Krainer, 1988). Wkroczenie warstw wer-feñskich na alpejski pstry piaskowiec odpowiada zapewne „transgresji Val Badia”, która wstêpowa³a na obszar Karyntii z po³udnia i po³udniowego wschodu (op.cit.), a do zachodniej czêœci Pó³nocnych Alp Wapiennych od wscho-du (Stingl, 1987). Jej pe³ny, diachroniczny postêp przypi-suje siê ryftingowi Tetydy lub eustatycznemu podniesieniu siê poziomu morza wysokiego rzêdu (Rüffer & Bechstädt, 1998).
Obecny stan stratygrafii i rozpoznania facji dolnego triasu w Karpatach Zachodnich
Ca³oœæ zachodniokarpackiego dolnego triasu najbar-dziej przypomina sukcesjê stratygraficzn¹ z tych jednostek austroalpejskich, gdzie alpejski pstry piaskowiec w wy¿-szej czêœci dolnego triasu ustêpuje transgresywnie wkra-czaj¹cej nañ formacji z Werfen. Tatry le¿¹ na pó³nocnym skraju tej domeny. Najni¿szy, piaskowcowy kompleks dol-nego triasu ma wiele wspóldol-nego pod wzglêdem facjalnym z alpejskim pstrym piaskowcem, a nie z formacj¹ z Werfen. Rozpoczynanie siê dolnego triasu tym „karpackim pstrym piaskowcem” jest charakterystyczne dla ca³oœci jednostek Tatricum, Fatricum, Veporicum, a czêœciowo tak¿e Hroni-cum. Dawniej, tak jak w Tatrach, piaskowce te okreœlano jako kwarcyty seisu albo werfeñskie. Dopiero Fejdiová (1980) nada³a im charakter formalnej jednostki litostraty-graficznej, o nazwie formacja z Lúnej. Jej stratotyp wy-znaczy³a w Ma³ej Fatrze, a w Liptowskiej Lúñnej (Niskie Tatry) – hipostratotyp. Zasiêg regionalny tej formacji ma obejmowaæ wszystkie wymienione jednostki regionalne Centralnych Karpat Zachodnich, z Tatrami w³¹cznie. For-macji tej ci¹gle jednak brak jakiegokolwiek umocowania biostratygraficznego.
Dawniejsi badacze miejsce depozycji tatrzañskich pias-kowców upatrywali w rozmaitych œrodowiskach konty-nentalnych (D¿u³yñski & Gradziñski, 1960), a kierunek transportu rzecznego przyjmowali z po³udnia (np. Passen-dorfer, 1957; Roniewicz, 1959). D¿u³yñski i Gradziñski (1960) w Tatrach, a Mišik i Jablonský na ca³ym obszarze wystêpowania (1978, 2000), potwierdzili ich aluwialn¹ genezê. Obecnie opinia ta zdaje siê zmierzaæ do jedno-myœlnoœci (Roniewicz, 1997a, b; Uchman, 2004), choæ wczeœniej Borza (1958) i Roniewicz (1959, 1966) uwa¿ali je za p³ytkomorskie. Wykazano te¿, ¿e w Tatrach transport odbywa³ siê z pó³nocy (D¿u³yñski & Gradziñski, 1960; Roniewicz, 1966), a generalnie – w ca³ym obszarze we-wn¹trzkarpackim – z pó³nocnego zachodu i pó³nocy (Mišik & Jablonský, 1978, 2000). Zdaniem Mišika i Jablonský’-ego (1978; por. Michalík & Szulc, zob. Feist-Burkhardt i in., 2008) piaskowce te nale¿¹ do rozleg³ego systemu delto-wego, osadzonego przez efemeryczne rzeki. Przypomnij-my tu, ¿e ju¿ Kotañski (1961) wyobra¿a³ sobie, i¿ osadzi³y siê one w „geosynklinie deltowej”. Za obszar Ÿród³owy ich materia³u uwa¿ano wa³ windelicko-beskidzki. Zdaniem Mišika i Jablonský’ego (2000) materia³ by³ transportowa-ny z Masywu Czeskiego lub Masywu Armorykañskiego, jeœli przyj¹æ hipotetyczn¹ rekonstrukcjê Michalíka (1994), wprowadzaj¹c¹ dalekie przemieszczenie szelfu alpejsko-karpackiego paleo-Europy przez uskok przesuwczy.
Wy¿sz¹ czêœci¹ dolnego triasu w tych¿e jednostkach tektonicznych s¹ ³upki pstre z interkalacjami piaskowców, z mniej lub bardziej wyraŸnie wyodrêbnion¹ górn¹ ich czê-œci¹, marglist¹ i z warstwami dolomitów. Ten w³aœnie prze-dzia³ stratygraficzny pocz¹tkowo okreœlano jako formacjê werfeñsk¹. W Tatrach Bielskich, gdzie ma ona mieszane wykszta³cenie klastyczno-wêglanowe i zawiera brekcje kolapsyjne (Rychliñski & Szulc, 2005), wyró¿niono j¹ jako
formacjê z Šuòavy (Michalík, 1997). Tej czêœci sukcesji dolnotriasowej od dawna zgodnie przypisywano pocho-dzenie morskie (Roniewicz, 1959). Rychliñski & Szulc (2005) rozpoznali w niej jednak cyklicznie przemienne osady rzeczne i morskie, z udzia³em œrodowisk hipersali-narnych. Z powodu bliskich analogii do formacji werfeñ-skiej ze wschodniej czêœci Pó³nocnych Alp Wapiennych odnieœli go do tej samej wielkiej rampy wêglanowej, po-przedzaj¹cej ladyñsk¹ platformê wêglanow¹. Szulc i in. (2004) szybkiej oscylacji œrodowisk l¹dowych i morskich przypisuj¹ te¿ przedstawion¹ wy¿ej obecnoœæ ma³¿ów Li-manowskiego (1901) i palinomorf (Fuglewicz, 1979; Fija³-kowska & Uchman, 1993) w tych samym kompleksie kla-stycznym. Fuglewicz (1979), na podstawie podobieñstwa do pstrego piaskowca z Ni¿u Polskiego i megaspor, suge-rowa³ wprawdzie jego l¹dowe pochodzenie, ale mo¿liwo-œci transportu eolicznego palinomorf do przybrze¿nej strefy morskiej nie mo¿na jednak pomin¹æ.
Wskazówki stratygraficzne wynikaj¹ce z obecnoœci skamienia³oœci w tej czêœci profilu nale¿a³oby dziœ odnosiæ do aktualnego podzia³u na piêtra. Fija³kowska i Uchman (1993) ponowili badania Fuglewicza (1979), wprawdzie z tym samym rezultatem, lecz ze wskazaniem, ¿e megaspory pochodz¹ z przedzia³u od smitu po dolny–œrodkowy spat, a wiêc obejmuj¹cego olenek bez jego najwy¿szej czêœci. Znaczenie stratygraficzne ma³¿ów Costatoria, oznaczo-nych pierwotnie jako Myophoria costata, pozostaje nato-miast niejasne. Ich systematyka i zasiêgi stratygraficzne uleg³y znacznej rewizji, wiêc wartoœæ oznaczeñ, a w konse-kwencji tak¿e rola stratygraficzna znalezisk tatrzañskich s¹ w¹tpliwe. Kotañski (1963) pow¹tpiewa³ zreszt¹ w zasad-noœæ oznaczeñ podanych przez Limanowskiego z powodu z³ego stanu zachowania okazów, ¿aden z nich jednak swo-ich nie zilustrowa³, a Kotañski poprzesta³ na opisie. Lima-nowskiemu ma³¿e oznaczy³ Uhlig, a oznaczenia po-twierdzi³ Bittner, który w³aœnie wtedy wydawa³ sw¹ mono-grafiê „myophorii” z Lasu Bakoñskiego. Jest wiêc wysoce prawdopodobne, ¿e wszystkie formy tatrzañskie nale¿¹ przynajmniej do obecnego rodzaju Costatoria.
Na tak ogólnym poziomie przynale¿noœci taksono-micznej konfliktu wieku okreœlonego na podstawie ma³-¿ów i spor nie ma nawet w jednostce kri¿niañskiej, gdzie byæ mo¿e wspó³wystêpuj¹ (ryc. 1). Wed³ug Posenato (2008a) rodzaj Costatoria pojawia siê wraz z pierwsz¹ faz¹ radiacji ma³¿ów triasowych, przypadaj¹c¹ na górn¹ czêœæ ogniwa z Campil (najwy¿szy smit). Wspólnym zakresem ich zasiêgów jest wiêc olenek, bez ni¿szej czêœci smitu i górnej spatu. Jeœli jednak by³yby to rzeczywiœcie C.
costa-ta (C. subrotunda jest chyba wykluczona, jeœli kreowa³ j¹
w³aœnie Bittner we wspomnianej monografii), to obecnoœæ ma³¿ów i spor w tym samym fragmencie profilu z jednostki kri¿niañskiej nie znajduje jednoznacznego wyt³umaczenia, podobnie jak korelacja na ich podstawie z jednostk¹ wier-chow¹. Dalsze dywagacje by³yby jednak bezzasadne wo-bec niepewnoœci oznaczeñ ma³¿ów i nieznajomoœci œcis³ej relacji miejsc wystêpowania znalezisk w profilu kri¿niañ-skim. Znaleziska te nic te¿ nie mówi¹ o pozycji chronostra-tygraficznej granic kompleksów litologicznych, w których wystêpuj¹.
Wnioski i sugestie
Jednostki podzia³u stratygraficznego dolnego triasu o rodowodzie alpejskim, czyli piêtra: werfen, seis i kampil, pe³ni¹ w Tatrach podwójn¹ rolê. W praktyce lokalnej sta-nowi¹ one substytuty niewyró¿nionych tu formacji miej-scowych, gdy¿ s¹ rozgraniczone na podstawach litolo-gicznych. Zarazem, przez to¿samoœæ nazw z jednostkami alpejskimi, wskazuj¹ na ich równowiekowoœæ wszêdzie, gdzie s¹ wyró¿niane. Jednak piêtra alpejskie by³y nimi w Tatrach od pocz¹tku tylko nominalnie, a wiêc pozornie. Rozgraniczone zgodnie z granicami tutejszych komplek-sów litologicznych, tak jak formacje, wprowadza³y one ilu-zjê korelacji z pierwowzorami alpejskimi, podczas gdy w rzeczywistoœci by³a ona bezpodstawna i mia³a nieokreœlo-ny zakres b³êdu. Ca³a konstrukcja odniesieñ do piêter al-pejskich jest zawieszona na pojedynczych stanowiskach skamienia³oœci „kampilu”, a obecnie olenku. Wydzielenie seisu i jego odgraniczenie od kampilu nast¹pi³o ju¿ nie tyl-ko bez ¿adnych podstaw paleontologicznych, ale te¿ jakichkolwiek innych. Trzeba jednak oddaæ sprawiedli-woœæ, ¿e klasyfikacjê tê wprowadzono, wzoruj¹c siê na przyk³adach z innych pasm karpackich, a mia³a te¿ ona przynajmniej wewnêtrzn¹ logikê i spójnoœæ. U¿ywany ostatnio niefortunny podzia³ dolnego triasu na werfen i kampil jest ich natomiast w ogóle pozbawiony.
Nie pora ju¿ jednak, aby ten system klasyfikacji napra-wiaæ. Alpejskie piêtra w Tatrach racjê bytu zaczê³y traciæ czterdzieœci lat temu, zaraz po ich wprowadzeniu. Œwiato-wym uk³adem odniesienia, przynajmniej na razie, sta³y siê piêtra wyró¿nione w arktycznej Kanadzie i ujête w ogólniejsze ramy indu i olenku. Przyjêto je tak¿e w Alpach, a tamtejszy schemat klasyfikacji stratygraficznej ograniczo-no do postaci litostratygraficznej, z formacj¹ werfeñsk¹ oraz wydzieleniami z Siusi i Campil zredukowanymi do postaci dwóch z wielu jej ogniw. Podzia³ tatrzañski straci³ tym samym oparcie w swych alpejskim wzorcu. Werfen, seis, kampil oraz scytyk i warstwy myophoriowe powinny wiêc czym prêdzej znikn¹æ z jêzyka stratygrafii tatrzañskiej.
Pojawiaj¹ca siê ju¿ w publikacjach prosta zamiana sei-su i kampilu na ind i olenek pozostawi³aby stary fa³sz, tyl-ko ubrany w now¹ szatê jêzytyl-kow¹. G³ówn¹ trudnoœci¹ w wydzieleniu piêter nie jest bowiem w Tatrach s³aboœæ wzorców dla korelacji, lecz brak miejscowych przes³anek, by je zidentyfikowaæ. Chocia¿ profile tatrzañskie zawie-raj¹ olenek, a pewnie tak¿e ind, to nie ma podstaw do ich rozgraniczenia. Œcis³e wyznaczenie granicy tych piêter jest mo¿liwe tylko na podstawie amonitów lub konodontów, których w facjach tatrzañskich pewnie siê nie znajdzie. Mo¿na tylko mieæ nadziejê, ¿e korelacja z nimi nast¹pi drog¹ poœredni¹, mo¿e przez profile w facjach alpejskich, jeœli znajd¹ siê do niej nowoczesne podstawy.
Tatrzañskiego dolnego triasu nie mo¿na jednak pozba-wiæ wszelkiego podzia³u, wiêc nieodzownie czeka go naj-pierw wype³nienie jednostkami litostratygraficznymi. Ich naturalne kontury wyznaczaj¹ granice obecnych „piêter” i „podpiêter”, rozgraniczone na podstawie ró¿nic litologicz-nych. Jednostki litostratygraficzne powinny te¿ byæ wyró¿-niane w pe³nym zasiêgu przestrzennym cia³ skalnych o
odpowiadaj¹cej im charakterystyce, a rozci¹g³oœæ facji obecnych w dolnym triasie z Tatr obejmuje wiêkszoœæ zachodnich Karpat wewnêtrznych. Najni¿szy, piaskowco-wy kompleks dolnego triasu powinno siê zatem w³¹czyæ do formacji z Lúñnej, zgodnie z intencj¹ Fejdiovej (1980). Zakres regionalny formacji z Szunawy, wprowadzonej przez Michalíka (1997) w jednostce Fatricum z Tatr Biel-skich dla wy¿szego kompleksu, podobnego do pó³nocnoal-pejskiej odmiany formacji werfeñskiej, wymaga³by za-pewne rozwa¿enia na tle zmiennoœci obocznej, wiêkszej ni¿ w podœcielaj¹cych go piaskowcach formacji z Lúñnej. Formacje te nie s¹ w polskich Tatrach wyró¿niane zapewne dlatego, ¿e polskie zasady nie normuj¹ mo¿liwoœci wy-dzielania zagranicznych jednostek litostratygraficznych na obszarze Polski. Zdrowy rozs¹dek mówi jednak, ¿e granice pañstw nie powinny stanowiæ tutaj przeszkody. Ich nazwy pisa³oby siê u nas, tak jak piêtra, w transkrypcji fonetycz-nej (formacja z Lu¿fonetycz-nej). Jeœli zasady wyró¿niania formacji nie spe³nia³yby polskich rygorów, mo¿na by ewentualnie przyj¹æ zasadê ustanawiania wówczas w Polsce ich strato-typu posi³kowego (hipostratostrato-typu).
Na tym koñcz¹ siê intencje tego opracowania. Reszta nale¿y do osób, które bêd¹ prowadzi³y badania w Tatrach. Wydaje siê jednak, ¿e odnowa klasyfikacji stratygraficznej triasu nie powinna poprzestaæ na jego dolnym oddziale, bo podzia³ stratygraficzny œrodkowego i górnego triasu w Tatrach (np. GaŸdzicki, zob. Wagner, 2008), obfituj¹cy w jednostki pochodzenia alpejskiego o niejasnym charakte-rze facji lub formacji, sk³ania równie¿ do krytycznego spojrzenia.
Literatura
ANDRUSOV D. 1958 – Geológia Èeskoslovenských Karpát. T. 1, Vyd. Slov. Akad. Vied, Bratislava.
ARKELL W.J. 1956 – Jurassic geology of the World. Oliver and Boyd Ltd., Edinburgh.
BORZA K. 1958 – Triasové a liasové kremence Belanských Tatier. Geologický Sbornik Slovenske Akadémie Vied, 9: 52–65.
BROGLIO LORIGA C., GOCZAN F., HAAS J., LENNER K., NERI C., ORAVECZ SHEFFER A., POSENATO R., SZABO I. & TOTH MAKK A. 1990 – The Lower Triassic sequences of the Dolomites (Italy) and Transdanubian Mid-Mountains (Hungary) and their correlation. Memo-rie di Scienze Geologiche, Univ. Padova, 42: 41–103.
BROGLIO LORIGA C., MASETTI D. & NERI C. 1979 – The Werfen Formation (Lower Triassic) in the Catinaccio Mt. [W:] Gaetani M. (red.) Riccardo Assereto and Giulio Pisa Field Symposium on Triassic strati-graphy in Southern Alps, Field Guide-book, June 1979, Milano: 40–47. BROGLIO LORIGA C., MASETTI D. & NERI C. 1982 – La Forma-zione di Werfen (Scitico) delle Dolomiti Occidentali: sedimentologia e biostratigrafia. Riv. Ital. Paleont. Stratigr., 88: 501–598.
BROGLIO LORIGA C. & POSENATO R. 1986 – Costatoria (Costatoria?) subrotunda (Bittner, 1901) a Smithian (Lower Triassic) marker from Tethys. Riv. Ital. Paleont. Stratigr., 92: 189–200.
DE ZANCHE V. & FARABEGOLI E. 1981 – Scythian tectonics in the Southern Alps: Recoaro phase. Geol.-Paläont. Mitt. Innsbruck, 10: 289–304.
DE ZANCHE V., GIANOLLA P., MIETTO P., SCORPAES C. & VAIL P.R. 1993 – Triassic sequence stratigraphy in the Dolomites (Italy). Mem. Sci. Geol., Univ. Padova, 45: 415–433.
DOGLIONI C. & NERI C. 1988 – Anisian tectonics in the Passo Rolle area. Rend. Soc. Geol. It., 11: 197–204.
D¯U£YÑSKI S. & GRADZIÑSKI R. 1960 – Source of Lower Triassic clastics in the Tatra Mts. Bull. Acad. Pol. Sci., Cl. Sci. Géol. Géogr., 8: 45–48.
FEIST-BURKHARDT S., GÖTZ A.E., SZULC J., BORKHATARIA R., GELUK M., HAAS J., HORNUNG J., JORDAN P., KEMPF O., MI-CHALÍK J., NAWROCKI J., REINHARDT L., RICKEN W., RÖH-LING H.G., RÜFFER T., TÖRÖK Á. & ZÜHLKE R. 2008 – Triassic. [W:] McCann T. (red.) The Geology of Central Europe. T. 2 – Meso-zoic and CenoMeso-zoic. Geol. Soc. London.
FEJDIOVÁ O. 1980 – Luñnianske suvrstvie – formálna spodnetriasová
litostratigrafická jednotka. Geologické Práce, Spráwy, 74: 95–101. FIJA£KOWSKA A. & UCHMAN A. 1993 – Nowe dane do palinologii triasu Tatr Polskich. Prz. Geol., 41: 373–375.
FUGLEWICZ R. 1979 – Megaspores found in the earliest Triassic deposits of the Tatra Mountains. Rocz. Pol. Tow. Geol., 49: 271–275.
GAîDZICKI A. & LEFELD J. 1997 – Seria wierchowa. Trias dolny
(kampil) i trias œrodkowy. [W:] Lefeld J. & GaŸdzicki A. (red.) Prze-wodnik LXVIII Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Zako-pane, 2–4.10.1997. Warszawa: 46–48.
GIANOLLA P., DE ZANCHE V. & MIETTO P. 1998 – Triassic sequ-ence stratigraphy in the Southern Alps (northern Italy): definition of sequences and basin evolution. [W:] Graciansky P.C., Hardenbol J., Jacquin T. & Vail P.R. (red.) Mesozoic-Cenozoic Sequence Stratigra-phy of European Basins. SEPM Special Publication, 60: 719–747. GRADSTEIN F.M., OGG J.G. & SMITH A.G. 2004 – A geologic time scale 2004. Cambridge Univ. Press.
HARLAND W.B., ARMSTRONG R.L., COX A.V., CRAIG L.E., SMITH A.G. & SMITH D.G. 1990 – A geologic time scale 1989. Cambridge Univ. Press.
KOTAÑSKI Z. 1956 – Kampil wierchowy w Tatrach. Acta Geol. Pol., 6: 65–73.
KOTAÑSKI Z. 1959 – Stratigraphy, sedimentology and paleogeo-graphy of the High-tatric Triassic in the Tatra Mts. Acta Geol. Pol., 9: 113–145.
KOTAÑSKI Z. 1961 – Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeografii pasma wierchowego w Tatrach. Acta Geol. Pol., 11: 187–476. KOTAÑSKI Z. 1963 – Stratygrafia i litologia triasu regli zakopiañ-skich. Acta Geol. Pol., 13: 317–385.
KOTAÑSKI Z. 1965 – Analogie litologiczne triasu tatrzañskiego z tria-sem wschodnioalpejskim. Rocz. Pol. Tow. Geol., 35: 143–162. KOTAÑSKI Z. 1973 – Trias. Karpaty wewnêtrzne (Tatry). [W:] Budo-wa Geologiczna Polski. T. 1 – Stratygrafia, cz. 2 – Mezozoik. Warsza-wa: 18–19.
KOTAÑSKI Z. 1977 – Trias. [W:] Makowski H. (red.) Geologia histo-ryczna. Wyd. Geol., Warszawa: 477–558.
KOTAÑSKI Z. 1979 – Trias tatrzañski. Prz. Geol., 27: 369–377. KRAINER K. 1988 – Zur Sedimentologie des Alpinen Buntsandsteins und der Werfener Schichten (Skyth) Kärntens. Geol.-Paläont. Mitt. Innsbruck, 14: 21–81.
LIMANOWSKI M. 1901 – Fauna werfeñska w Tatrach. O wysepkach pratatrzañskich. Kosmos, 26: 15–17.
MICHALÍK J. 1994 – Notes on the paleogeography and paleotectonics of the Western Carpathians area during the Mesozoic. Mitt. Österr. Geol. Gesell., 86: 101–110.
MICHALÍK J. 1997 – Stop 1 – Mt. diarska Vidla section. Min. Slov., 29: 359.
MICHALÍK J., GAîDZICKI A., LEFELD J. & SYKORA M. 1997 –
Trasa B-2 – Geologia Tatr Bielskich. [W:] Lefeld J. & GaŸdzicki A. (red.) Przewodnik LXVIII Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Zakopane, 2–4.10.1997. Warszawa: 165–171.
MIŠIK M. 1953 – Geologické pomery uzemia medzi Jelšavou a Štitnikom. Geologický Sbornik, 4: 557–587.
MIŠIK M. & JABLONSKÝ J. 1978 – Spodnotriasové kremence a zle-pence Malych Karpat. Acta Geol. Geogr. Univ. Comenianae, Geologi-ca, 33: 5–36.
MIŠIK M. & JABLONSKÝ J. 2000 – Lower Triassic quartzites of the Western Carpathians: transport directions, source of clastics. Geol. Car-path., 51: 251–264.
MOSTLER H. & ROSSNER R. 1984 – Mikrofazies und Palökologie der höheren Werfener Schichten (Untertrias) der Nördlichen Kalkalpen. Erlangen, Fazies, 10: 87–144.
NEMÈOK A. 1953 – Geologická stavba oblasti medzi Rimavskou Banou a Sirkom. Geologický Sbornik, 4: 589–622.
NERI C. & POSENATO R. 1988 – New biostratigraphical data on uppermost Werfen Formation of western Dolomites (Trento, Italy). Geol.-Paläont. Mitt. Innsbruck, 14: 83–107.
NIEDERMAYR G. 1985 – Fluvial braidplain passing into an intertidal belt at the margin of the Tethys Sea in the Alpine Buntsandstein of the Drauzug in Carinthia and Eastern Tyrol (Austria). [W:] Mader D. (red.) Aspects of fluvial sedimentation in the Lower Triassic Buntsandstein of Europe. Lecture Notes in Earth Sciences, 4: 487–496.
PASSENDORFER E. 1957 – Zlepieniec koperszadzki, jego geneza i wiek. Acta Geol. Pol., 7: 125–162.
POSENATO R. 2008a – Patterns of bivalve biodiversity from Early to Middle Triassic in the Southern Alps (Italy): Regional vs. global events. Palaeogeogr., Palaeoclimat., Palaeoecol., 261: 145–159. POSENATO R. 2008b – Global correlation of mid Early Triassic events: The Induan/Olenekian boundary in the Dolomites (Italy). Earth Sci. Rev., 91: 93–105.
RONIEWICZ P. 1959 – Cechy sedymentacyjne seisu wierchowego. Acta Geol. Pol., 9: 231–280.
RONIEWICZ P. 1966 – Klastyczne osady dolnego werfenu (seisu) w Tatrach. Acta Geol. Pol., 16: 1–73.
RONIEWICZ P. 1997a – Seria wierchowa. Trias dolny (werfen). [W:] Lefeld J. & GaŸdzicki A. (red.) Przewodnik LXVIII Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Zakopane, 2–4.10.1997. Warszawa: 44–46. RONIEWICZ P. 1997b – Seria reglowa dolna. Trias dolny (werfen). [W:] Lefeld J. & GaŸdzicki A. (red.) Przewodnik LXVIII Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Zakopane, 2–4.10.1997. Warszawa: 55. RÜFFER T. & BECHSTÄDT T. 1998 – Triassic sequence stratigraphy in the western part of the Northern Calcareous Alps (Austria). [W:] Graciansky P.C., Hardenbol J., Jacquin T. and Vail P.R. (red.) Meso-zoic-Cenozoic Sequence Stratigraphy of European Basins. SEPM Spe-cial Publication, 60: 751–761.
RYCHLIÑSKI T. & SZULC J. 2005 – Facies and sedimentary environ-ments of the Upper Scythian-Carnian succession from the Belanské Tatry Mts., Slovakia. An. Soc. Geol. Pol., 75: 155–169.
SCHLAGER W. & SCHÖLLNBERGER W. 1974 – Das Prinzip strati-graphisher Wenden in der Schichtfolge den Nördlichen Kalkalpen. Mit-t. Österr. Geol. Gesell., 66–67: 165–193.
SHAW A.B. 1964 – Time in stratigraphy. McGraw-Hill Book Company. SOKO£OWSKI S. 1948 – Tatry Bielskie. Geologia zboczy po³udnio-wych. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 4: 1–47.
SPÖTL C. & BURNS S.J. 1991 – Formation of18
O-depleted dolomite within a marine evaporitic sequence, Triassic Reichenhall Formation, Austria. Sediment., 38: 1041–1057.
STINGL V. 1987 – Die fazielle Entwicklung des Alpinen Bundsandste-in (Skyth) im Westabschnitt der Nördlichen Kalkalpen (Tirol/Salzburg, Österreich). Geol. Rundschau, 76: 647–664.
SZULC J., RYCHLIÑSKI T., GÖTZ A. & RUCKWIED K. 2004 – Triasowy rozwój basenu Fatricum na przyk³adzie osadów jednostki kri¿niañskiej w profilu Skupniów Up³az-Boczañ. [W:] Kêdzierski M., Leszczyñski S. & Uchman A. (red.) Geologia Tatr: ponadregionalny kontekst sedymentologiczny. Polska Konferencja Sedymentologiczna, VIII Krajowe Spotkanie Sedymentologów. Zakopane, 21–24.06.2004. Kraków.
SZULCZEWSKI M. 1986 – Koncepcje i rzeczywistoœæ klasyfikacji stratygraficznej. Prz. Geol., 34: 233–237.
SZULCZEWSKI M. 1991 – Ewolucja metody w stratygrafii Karpat Zachodnich w pierwszej po³owie XIX wieku. Kwart. Hist. Nauki i Tech., 36: 19–36.
TOLLMANN A. 1976 – Analyse des klassischen nordalpinen Meso-zoikums. Deuticke, Wien.
TOZER E.T. 1967 – A standard for Triassic time. Geol. Surv. Canada Bull., 156: 1–103.
UCHMAN A. 2004 – Tatry, ich ska³y osadowe i badania sedymentolo-giczne. [W:] Kêdzierski M., Leszczyñski S. & Uchman A. (red.) Geo-logia Tatr: ponadregionalny kontekst sedymentologiczny. Polska Konferencja Sedymentologiczna, VIII Krajowe Spotkanie Sedymento-logów. Zakopane, 21–24.06.2004. Kraków: 1–48.
WAGNER R. (red.) 2008 – Tabela Stratygraficzna Polski. Karpaty. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
Praca wp³ynê³a do redakcji 26.08.2009 r. Po recenzji akceptowano do druku 25.05.2010 r.
TOM 58
lNR 11 (LISTOPAD)
l2010
(w tym 0% VAT) Indeks 370908
krystalicznego Tatr Zachodnich (zob. Szulczewski, str. 1070). Fot. E. GaŸdzicka
Cover photo: View of the Siwe Ska³y (Gray Crags), Mt. Ornak – an isolated occurrence of Lower Triassic quartzitic sandstones in the crystalline core of the Western Tatra Mts. (see Szulczewski, p. 1070). Photo by E. GaŸdzicka
