Facje i geochemia dolnosarmackich raf z pó³nocnych obrze¿y Paratetydy na
Roztoczu (Polska) i Miodoborach (Ukraina): implikacje paleoœrodowiskowe
Marek Jasionowski*
Facies and geochemistry of Lower Sarmatian reefs along the northern margins of the Paratethys in Roztocze (Poland) and Medobory (Ukraine) regions: paleoenvironmental implications. Prz. Geol., 54: 445–454. S u m m a r y. The Middle Miocene (Lower Sarmatian = Middle Serravallian) carbonate buildups called “serpulid-microbialite reefs” that occur in the Medobory and Roztocze regions (Paratethys Basin, western Ukraine and southeastern Poland) are composed mainly of calcite precipitates. Skeletal organisms represented by serpulid tubes and bryozoans (in places) are of minor importance and comprise merely a few percent of the rock volume. They are overgrown with micritic peloidal microbialites that are the major reef component. The microbialites and serpulids/bryozoans make together a porous reef framework that is usually filled up with abun-dant synsedimentary fibrous cements and micritic internal sediments. Other biota is taxonomically impoverished but often rich in individuals and comprises few species of bivalves, gastropods, benthic foraminifers. In places, the serpulid-microbialite limestone masses are incrusted with coralline algae, bryozoans and nubeculariid foraminifers. Bivalve coquinas, bioclastic limestones, breccias and conglomerates are associated with the reefs. The synsedimentary precipitates repre-sented by microbialites and fibrous cements have quite unusual geochemical characteristics. They are composed of Mg-calcite with 5–6 mole % MgCO3in average with a very high content of strontium (1000–1650 ppm Sr). The precipitates are enriched in heavy
oxy-gen and carbon isotopes. Fibrous cements exhibit the highest values (*18O ca. +1.5 [PDB] and*13C 2.8 [PDB]. It is generally believed that in the Early Sarmatian the Paratethys was a brackish basin due to restricted connections to the World Ocean. This is indi-cated by taxonomically poor biotic assemblages that inhabited the basin. On the other hand, however, the predominance of calcitic pre-cipitates (such as microbialites and synsedimentary cements) is indicative of water highly supersaturated in respect to calcite due to high carbonate alkalinity content. Oxygen isotopic composition of the precipitates indicates that the brackish water, in which the reefs originated, had to be enriched in the heavy oxygen isotope due to strong evaporation. The low Mg content in calcite (if compared to modern tropical settings) could be the result of a relatively low precipitation temperature coupled with lower Mg/Ca ratio in Miocene than today, and the elevated Sr content may be indicative of a high precipitation rate resulting from high supersaturation. It seems therefore that the origin of the serpulid-microbialite buildups is related to a peculiar interplay of regional and local controls in the Sarmatian Paratethys. First, the relative isolation of the entire Paratethys basin resulted in the brackish water environment that could be inhabited by taxonomically poor opportunistic biota only and simultaneously enabled blooming of microbial communities. Second, a strong evaporation of the brackish water with high alkalinity content caused a supersaturation in respect to calcium carbonate and consequently a widespread precipitation of calcite (including calcification of microbial mats).
Key words: Paratethys, Carpathian Foredeep, Sarmatian, reefs, microbialite, serpulid, Mg and Sr geochemistry, C and O stable iso-topes, paleoenvironment
Wœród dolnosarmackich osadów ods³aniaj¹cych siê wzd³u¿ pó³nocnych obrze¿y zapadliska przedkarpackiego wystêpuj¹ budowle wêglanowe okreœlane w starej literaturze geologicznej mianem „raf serpulowych” lub „raf mszywio³owych” (zob. omó-wienie [W:] Pisera, 1996), a ostatnio — budowli (raf) serpulo-wo-mikrobialitowych (Jasionowski, 1996). Klasycznym, znanym od XIX w. (zob. np. Teisseyre, 1884) obszarem wystêpowania tych raf s¹ wzgórza Miodoborów (ukr. Medobory) na Ukrainie (ryc. 1). Rafy dolnego sarmatu ci¹gn¹ siê tam w¹skim pasem d³ugoœci prawie 200 km i szerokoœci zazwyczaj kilku km od miej-scowoœci Pidkamin na NW (ok. 40 km na N od Tarnopola) po okolice Kamieñca Podolskiego na SE (Korolyuk, 1952; Jasio-nowski i in., 2003), gdzie poza licznymi ods³oniêciami naturalny-mi mo¿na je obserwowaæ w wielu kanaturalny-mienio³omach. Dalej ku SE rafy sarmackie przechodz¹ na terytorium Mo³dawii (Saint Martin & Pestrea, 1999). Rafy sarmackie o identycznym wykszta³ceniu facjalnym wystêpuj¹ te¿ na terenie zachodniego Roztocza w Pol-sce (Liszkowski & Muchowski, 1969; Pisera, 1978; Jasionowski 1996, 1998), kilkaset km na NW od Miodoborów (ryc. 1). Ods³aniaj¹ siê tam w szeregu zwykle niewielkich kamie-nio³omów miêdzy dolin¹ Wis³y na zachodzie a okolicami Zwie-rzyñca na wschodzie (Musia³, 1987).
Rafy sarmackie Roztocza i Miodoborów z racji wykszta³cenia facjalnego i charakterystyki geochemicznej maj¹ ogromne znaczenie dla rekonstrukcji œrodowiska sedymentacji we wczesnym sarmacie w Paratetydzie. Szczególnie dotyczy to chemizmu wody tego basenu.
Paleogeografia
Zapadlisko przedkarpackie by³o wysuniêt¹ najbardziej ku pó³nocy czêœci¹ Paratetydy — systemu wzajemnie powi¹zanych basenów sedymentacyjnych powsta³ych na pó³nocnych obrze-¿ach dawnego Oceanu Tetydy w wyniku orogenezy alpejskiej. Baseny Paratetydy by³y morzami œródl¹dowymi, które czasem mia³y swobodn¹ ³¹cznoœæ z otwartymi wodami oceanicznymi oraz miêdzy sob¹, a niekiedy ulega³y czêœciowej lub ca³kowitej izolacji (Rögl, 1998; Popov i in., 2004). Wynikiem tego jest odmienne wykszta³cenie osadów i rozwój nietypowych (czêsto endemicznych) zespo³ów biotycznych w ró¿nych czêœciach Para-tetydy. Taka sytuacja wymusza koniecznoœæ stosowania lokal-nych wydzieleñ chronostratygraficzlokal-nych (ryc. 2) i stwarza du¿e trudnoœci przy korelacji osadów miêdzy poszczególnymi base-nami Paratetydy, jak te¿ ze standardowym podzia³em medyte-rañskim.
Na granicy badenu i sarmatu dosz³o do zasadniczej reorga-nizacji paleogeografii Paratetydy (Studencka, 1999). Zapadlisko przedkarpackie, które w badenie by³o integraln¹ czêœci¹ Œrodko-wej Paratetydy, wraz z pocz¹tkiem kryzysu sarmackiego sta³o siê de facto fragmentem Paratetydy Wschodniej (= basenu euksyñsko-ka-spijskiego) stanowi¹c jej wysuniêt¹ daleko ku NW zatokê; nie mia³o zaœ bezpoœredniego po³¹czenia z basenem panoñskim (np. Popov i in., 2004). Paleogeografia znajduje odzwierciedlenie w podzia³ach chronostratygraficznych — w basenie panoñskim wyró¿nia siê tzw. sarmat sensu stricto (sensu Suess), gdy tymcza-sem w Paratetydzie Wschodniej (³¹cznie z zapadliskiem przed-karpackim) wydzielany jest sarmat sensu lato (sensu Barbot de Marny) maj¹cy znacznie wiêkszy zasiêg czasowy (zob. ryc. 2). *Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4,
We wczesnym sarmacie Paratetyda mia³a ograniczone po³¹czenie z oceanem œwiatowym, zlokalizowane prawdopodob-nie w rejoprawdopodob-nie dzisiejszego Bosforu (Popov i in., 2004; ryc. 3). Granica baden–sarmat w ca³ym basenie Paratetydy ma charakter ekostratygraficzny. Jest wyra¿ona nag³ym i drastycznym zubo¿eniem sk³adu taksonomicznego takich grup organizmów jak miêczaki lub mszywio³y i zupe³nym brakiem typowo morskich stenohalinowych grup taksonomicznych (np. szkar³upni, korali), które ¿y³y w morzu badeñskim (Studencka, 1999; Studencka & Jasionowski, 2004). Ubogie taksonomicznie sarmackie zespo³y biotyczne wskazuj¹ na œrodowisko wód o obni¿onym (bra-kicznym) zasoleniu (np. Ilina i in., 1976; Studencka, 1999). Inte-resuj¹cym faktem jest, ¿e w ró¿nych czêœciach brakicznego base-nu sarmackiego rozwija³y siê budowle wêglanowe (zob. ryc. 3), budowane przez nietypowe organizmy i wykszta³cone w unikal-nych facjach (Pisera, 1996).
Budowa geologiczna Roztocza i Miodoborów Pod³o¿em utworów mioceñskich na obszarze Miodoborów i Roztocza s¹ zazwyczaj osady górnej kredy (ryc. 4; Didkovski & Kulichenko, 1975; Musia³, 1987). Na terenie Miodoborów spod kredy wychodz¹ lokalnie osady starszego paleozoiku p³yty podolskiej (g³ównie wapienie i dolomity syluru).
Osady miocenu na obu omawianych obszarach maj¹ w gene-ralnym zarysie podobn¹ budowê litostratygraficzn¹ (ryc. 4). Obejmuj¹ w zasadzie tylko utwory górnego badenu i dolnego sar-matu (Kudrin, 1966; Musia³, 1987). Do górnego badenu nale¿¹
piaski (w sp¹gu) przechodz¹ce ku górze w krasnorostowe wapie-nie organodetrytyczne, margliste lub piaszczyste wapiewapie-nie rodo-idowe, lokalnie margle i i³y. Wœród nich wystêpuj¹ rafy krasnorostowe (glonowo-wermetusowe — wg Pisery, 1985). Na Roztoczu rafy maj¹ niewielkie rozmiary (Pisera, 1985). W Mio-doborach zaœ s¹ to du¿e budowle (rozci¹g³oœæ kilkaset i wiêcej a mi¹¿szoœæ kilkadziesi¹t metrów) tworz¹ce razem rodzaj rafy barierowej o d³ugoœci ok. 150 km (Korolyuk, 1952; ryc. 1C). W osadach badeñskich (szczególnie w rafach) wystêpuj¹ bogate zespo³ymorskich skamienia³oœci.
Utwory górnobadeñskie oddzielone s¹ od wy¿ejleg³ych dol-nosarmackich (wo³yñskich) nieci¹g³oœci¹ sedymentacyjn¹ zwi¹zan¹ z regresj¹ morza na granicy badenu i sarmatu. Wœród utworów dolnosarmackich najwa¿niejsz¹ rolê odgrywaj¹, bêd¹ce przedmiotem tego artyku³u rafy serpulowo-mikrobialitowe (ryc. 4). Rafom towarzysz¹ wapienie organodetrytyczne (zwykle mszywio³owe lub serpulowe) i podrzêdnie zlepieñce, brekcje, margle i i³y. Miejscami spotyka siê wapienie oolitowe. Zarówno na obszarze Roztocza, jak i Miodoborów osady dolnego sarmatu s¹ najm³odszymi utworami mioceñskimi.
Metodyka badañ
Wbadaniach wykorzystano ok. 300 p³ytek cienkich z Rozto-cza (w tym 10 p³ytek o du¿ej powierzchni oraz kilkanaœcie p³ytek odkrytych do katodoluminescencji) i 150 p³ytek z Miodoborów (w tym ok. 60 p³ytek odkrytych do badañ katodoluminescencyj-nych oraz 10 p³ytek o du¿ej powierzchni). Przeprowadzono bada-TERNOPIL LVIV KAMIANETS PODILSKYI RZESZÓW KHMELNYTSKYI Bug Dnister Dnister Prut Seret Zbruch San MO£DAWIA MOLDOVA RUMUNIA ROMANIA S£OWACJA SLOVAKIA POLSKA POLAND UKRAINA UKRAINE MIODOBOR Y MEDOBOR Y ZAP ADLISKO P RZEDKARP ACKIE CARP ATHIAN FOREDEEP KA R P A T Y CA R P A T H I AN S C R O Z T O C Z E KRAŒNIK FRAMPOL 10km ZAKLIKÓW MODLIBORZYCE JANÓW LUBELSKI GORAJ GORAJEC GOŒCIERADÓW Szczecyn Baraki Radna Góra D¹browa Potoczek Kamienna Góra Wierzchowiska Dzwola ¯elebsko
rafy i wapienie bioklastyczne sarmatu
Sarmatian reefs and bioclastic limestones
wêglanowe i silikoklastyczne osady badenu
Badenian carbontates and siliciclastics
pó³nocny zasiêgu ilastych osadów zapadliska przedkarpackiego
northern distribution of the basinal clays of the Carpathian Foredeep
ods³oniêcia osadów sarmackich
Sarmatian outcropos £ysaków Gliniska 0 10 20 30km TOMASZÓW LUBELSKI KRAŒNIK BI£GORAJ Wis³a (Vistula) JANÓW LUBELSKI JÓZEFÓW LUBACZÓW
osady miocenu Roztocza Miocene deposits of Roztocze osady basenowe zapadliska przedkarpackiego basin deposits of the Carpathian Foredeep
TERNOPIL
rafy Miodoborów (baden i sarmat)
Medobory reefs (Badenian and Sarmatian)
to³try (sarmat)
tovtra mounds (Sarmatian)
20km Gai Roztots’ki KAMIANETS PODILSKYI Polupanivka Novosilka Maksymivka Galuschyntsi Vikno Bila Nahiryany Pidkamin Verbka
ods³oniêcia osadów sarmackich
Sarmatian outcropos
obecny zasiêg osadów miocenu
present extent of the Miocene deposits
B A B C ZWIERZYNIEC POLSKA POLAND UKRAINA UKRAINE UKRAINA UKRAINE R O Z T O C Z E Seret Zbruch Dnister Dnister Sanna £ada Por Bukowa Smotr ych UKRAINA UKRAINE
Ryc. 1. Mapa zasiêgu osadów mioceñskich zapadliska przedkarpackiego wraz lokalizacj¹ oraz rozprzestrzenienie raf sarmackich w Polsce i na Ukrainie (wg B — Musia³a, 1987 i C — Korolyuk, 1952)
Fig. 1. Map of the Miocene deposits distribution in the Carpathian Foredeep in Poland and Ukraine with location and distribution of the Sarmatian reefs (after B — Musia³, 1987 and C — Korolyuk, 1952)
nia petrograficzne za pomoc¹ mikroskopu polaryzacyjnego, w katodoluminescencji (CL) i mikroskopu elektronowego (SEM). Wybrane próbki genetycznie ró¿nych komponentów wapieni sar-mackich poddano badaniom mineralogicznym (XRD) i geoche-micznym (sk³ad pierwiastkowy i trwa³e izotopy tlenu i wêgla). Sk³ad pierwiastkowy badano metod¹ XRF (Miodobory — 25 analiz) oraz AAS (Roztocze — 30 analiz) w Centralnym Labora-torium Chemicznym PIG. Wykonano po ok. 80 analiz trwa³ych izotopów wêgla i tlenu próbek z Roztocza i tyle samo z Miodobo-rów, przy czym wiêkszoœæ dotyczy³a raf sarmackich, a tylko nie-wielka czêœæ innych osadów sarmatu oraz badenu. Badania by³y wykonywane przez ró¿ne laboratoria, przy zastosowaniu stan-dardowych procedur dla wêglanów. Zdecydowana wiêkszoœæ analiz zosta³a przeprowadzona przez Laboratorium Spektrometrii Mas Uniwersytetu M. Curie-Sk³odowskiej w Lubinie (prof. S. Ha³as, dr T. Durakiewicz). Analizy kilkunastu próbek wykonano w Uniwersytecie w Liverpoolu (dr J. Marshall) i w Laboratorium Spektrometrii Masowej Pierwiastków Lekkich PAN (dr K. Ma³kowski).
Ogólna charakterystyka raf sarmackich
Morfologia i rozprzestrzenienie raf. Osady sarmatu wystê -puj¹ obecnie tylko w zachodniej czêœci Roztocza, w formie izolo-wanych p³atów (ryc. 1B), co zapewne jest wynikiem zró¿nicowanej odpornoœci na erozjê oraz pierwotnego rozk³adu facji. Ich brak we wschodniej czêœci Roztocza jest spowodowany posarmack¹ erozj¹ zwi¹zan¹ z silniejszym wypiêtrzeniem (Musia³, 1987). Zadaniem niektórych badaczy (Bielecka, 1967; Liszkowski & Muchowski, 1969) na obszarze miêdzy Wis³¹ a Janowem Lubelskim mo¿na wyró¿niæ dwie strefy wystêpowania raf: po³udniow¹ (zewnêtrzn¹) okreœlan¹ mianem bariery i pó³nocn¹ (wewnêtrzn¹) — lagunow¹. Budowle strefy zewnêtrz-nej ci¹gn¹ siê wzd³u¿ linii tektoniczzewnêtrz-nej oddzielaj¹cej zapadlisko przedkarpackie od Roztocza, gdzie spoczywaj¹ na erozyjnej powierzchni wapieni organodetrytycznych górnego badenu (ryc. 5A*) i osi¹gaj¹ znaczne mi¹¿szoœci (co najmniej kilkanaœcie metrów). Mniejsze budowle strefy wewnêtrznej wystêpuj¹ g³ównie wœród sarmackich osadów bioklastycznych i margli-stych.
Rafy sarmatu na terenie Miodoborów maj¹ znacznie wiêksze rozprzestrzenienie i rozmiary ni¿ na Roztoczu; ich mi¹¿szoœæ mo¿e dochodziæ do kilkudziesiêciu metrów. Czêœæ raf narasta³a na wyniesionym i zró¿nicowanym morfologicznie paleoreliefie zerodowanych i skrasowia³ych starszych raf górnobadeñskich (bêd¹cych zasadniczym elementem buduj¹cym wzgórza Miodo-borów; ryc. 5B), osi¹gaj¹c najwiêksze mi¹¿szoœci na ich po³udniowo-zachodnich sk³onach. Rafy wystêpuj¹ tak¿e wœród osadów marglisto-ilastych na po³udniowo-zachodnim przedpolu Miodoborów (u stóp rafy badeñskiej — w „basenie”), gdzie tworz¹ charakterystyczne kopcowate, skaliste wzgórza okreœlane lokaln¹ nazw¹ „to³trów”** (Korolyuk, 1952; ryc. 4; ryc. 5C). Zazwyczaj tworz¹ one linijne, ³agodnie wygiête ³añcuchy zorien-towane w przybli¿eniu prostopadle do rafy badeñskiej. Formy te s¹ najlepiej ods³oniête w po³udniowej czêœci Miodoborów (mniej wiêcej na po³udnie od Tarnopola, a w szczególnoœci w okolicach Kamieñca Podolskiego). Na po³udnie od Kamieñca Podolskiego rafa badeñska zanika, lecz na jej przed³u¿eniu wystêpuj¹ rozleg³e pola „to³trów”, dobrze ods³oniête w dolinie Dniestru (ryc. 5D). Ma³e biohermy wapieni rafowych spotyka siê tak¿e na pó³nocny wschód od Miodoborów (w „lagunie” po³o¿onej w kierunku l¹du).
Facje. Mimo dziel¹cej je kilkusetkilometrowej odleg³oœci rafy sarmackie na Roztoczu i w Miodoborach s¹ zbudowane w identycznych facjach. Najbardziej charakterystyczn¹ i dominuj¹c¹ jest facja, któr¹ mo¿na okreœliæ mianem bandstonu serpulo-wo-mikrobialitowego (Jasionowski, 1996). Jest to bardzo twardy i zwykle kawernisty, mikrytowy wapieñ zawieraj¹cy rozproszone rurki serpulidów (osiad³ych wieloszczetów z rodziny Serpulidae) odznaczaj¹cy siê brunat-naw¹ barw¹ na œwie¿ej niezwietrza³ej powierzchni (ryc. 6A, B). Jego najwa¿niej-szym komponentem s¹ mikrobiality, na co — w przypadku raf Roztocza — wskazano ju¿ dawno temu (okreœlaj¹c je jednak innymi ówczeœnie u¿ywanymi nazwami — Liszkow-ski & MuchowLiszkow-ski, 1969; Pisera, 1978). Kawerny i pory wype³nione s¹ osadami wew-nêtrznymi oraz cementami synsedymenta-cyjnymi i meteorycznymi. Drobne serpulidy (œrednica rurki rzêdu 1 mm, d³ugoœæ do kilku cm), prawdopodobnie z rodzaju Hydroides (Korolyuk, 1952; Pisera, 1978), s¹
sk³adni-ŒRODKOWY MIDDLE PÓNY LA TE langh (1,60) Langhian serraval (2,05) Serravallian torton (4,35) Tortonian mesSyn (1,92) Messinian sarmat s.s. Sarmatian s.s. panon Pannonian baden Badenian karpat Karpatian
Regionalne piêtra Paratetydy
Paratethyan regional stages
baseny wewn¹trzkarpackie intra-Carpathian basins baseny przedkarpackie fore-Carpathian basins Piêtra medyterañskie Mediterranean stages Epoka Epoch pont Pontian tarchan Tarkhanian konk Konkian karagan Karaganian czokrak Chokrakian meot Meotian wo³yñ Volhynian besarab Bessarabian cherson Khersonian burdyga³ Burdigalian pars Czas (mln lat) T ime (Ma) MIOCEN MIOCENE WCZESNY EARL Y baseny euksyniczno-kaspijskie Euxinian-Caspian basins 16 15 14 13 12 11 10 9 8 7 6 17 13,65 11,60 15,97 7,25 11,50 12,50 11,00 9,00 6,15 13,00 13,00 13,60 14,80 moraw Moravian wielicz Wielician kosow Kosovian sarmat s.l. Sarmatian s.l.
Ryc. 2. Korelacja mioceñskich piêter regionalnych Paratetydy i obszaru medyterañskiego. Chronologia granic piêter medyte-rañskich wg Ogga (2004); chronologia Paratetydy Wschodniej (Chumakov i in.,1992); zestawione przez B. Studenck¹ (2004 — niepublikowane)
Fig. 2. Correlation chart of the Miocene regional stages of the Paratethyan and Mediterranean provinces. Chronology of the Mediterranean stages boundaries after Ogg (2004), and Eastern Paratethys chronology after Chumakov et al., 1992; compiled by B. Studencka (2004, unpublished) BASEN PANOÑSKI PANNONIAN BASIN MIODOBORY MEDOBORY ROZTOCZE K A R P A TY C A R P A T HI AN S WSCHODNIA PARATETYDA EASTERN PARATETHYS ZAPAD LISKO PR ZEDK ARPA CK IE ŒR O D K O W A PA RATE TY D A CE N TR AL PAR S ATE THY
rafy dolnego sarmatu
Lower Sarmatian reefs
rafy œrodkowego sarmatu
Middle Sarmatian reefs CAR
PATHIAN FORED
EEP
Ryc. 3. Paleogeografia Paratetydy we wczesnym sarmacie wraz z lokalizacj¹ raf sar-mackich (wg Ilinej i in., 1976 i Pisery, 1996; zmodyfikowane)
Fig. 3. Palaegeography of the Paratethys Basin during Early Sarmatian and reef distribu-tion (after Ilina at al., 1976 and Pisera, 1996; modified)
*Ryc. 5 i 6 patrz str. 455
**l. poj. „to³tra” (ukr., ros. tovtra, l.mn. tovtry)
kiem podrzêdnym i stanowi¹ co najwy¿ej kilka procent objêtoœci ska³y. Rzadko obok lub zamiast rurek serpulidów wystêpuj¹ szkielety ma³ych ga³¹zkowych mszywio³ów.
Inne facje w rafach odgrywaj¹ podrzêdn¹ rolê. Miejscami wœród wapieni serpulowo-mikrobialitowych spotyka siê grubsze przewarstwienia stromatolitowe. Najwiêksze znaczenie maj¹ muszlowce ma³¿owe (ryc. 6C), czêsto wystêpuj¹ce u podnó¿y i na stokach raf. S¹ one zazwyczaj scementowane synsedymen-tacyjnie cementami w³óknistymi; niekiedy muszle tkwi¹ w mikrytowej masie wype³niaj¹cej. Rafy ulega³y synsedymentacyj-nej erozji, co szczególnie widoczne jest w Miodoborach. W jej wyniku tworzy³y siê brekcje i zlepieñce zbudowane z okruchów wapieni rafowych sarmatu, a w Miodoborach równie¿ z wapieni rafowych badenu. Klasty mog¹ byæ powleczone pow³okami inkrustuj¹cych organizmów (np. mszywio³ów) i mikrobialitów. Lokalnie spotyka siê zbudowane z wapieni serpulowo-mikrobia-litowych czarne czêsto ostrokrawêdziste klasty o bitumicznym zapachu, typowe dla p³ytkich anoksycznych œrodowisk przy-brze¿nych.
Rafy badeñskie Miodoborów, w szczególnoœci ich po³udnio-wo-zachodnie stoki, s¹ poprzecinane sieci¹ szczelin szerokoœci do kilkudziesiêciu cm i wielometrowej g³êbokoœci. Ich powstanie jest zwi¹zane prawdopodobnie z wietrzeniem i krasowieniem w czasie przerwy w sedymentacji zwi¹zanej z wynurzeniem na gra-nicy badenu i sarmatu. Œciany szczelin s¹ pokryte pow³okami mikrytowymi, a wnêtrza wype³nione sarmackim biodetrytusem (g³ównie ma³¿ami i œlimakami).
Paleontologia
Zespo³y biotyczne zamieszkuj¹ce rafy sarmackie Miodobo-rów i Roztocza by³y wyj¹tkowo ubogie taksonomicznie, czêsto jednak bardzo bogate w osobniki. Nie stwierdzono istotnych ró¿-nic w sk³adzie skamienia³oœci miêdzy rafami z obu omawianych obszarów. Poza serpulidami i mszywio³ami inne organizmy szkieletowe nie odgrywaj¹ wa¿nej roli w konstrukcji raf. Mo¿na wœród nich wyró¿niæ dwie grupy.
Pierwsza grupa obejmuje organizmy inkrustuj¹ce: krasnoro-sty (prawdopodobnie Titanoderma sp) (ryc. 6D), sesylne otworni-ce (nubekularidy) oraz multilamelarne mszywio³y z rodzaju Schizoporella (Hara, 2003). Krasnorosty i otwornice tworz¹ cien-kie (1–3 cm gruboœci) pow³oki porastaj¹ce powierzchnie wapieni serpulowo-mikrobialitowych, zwi¹zane z przerwami w
przyro-œcie rafy lub z erozj¹. Do drugiej grupy nale¿¹ organizmy, które nie uczestniczy³y w konstrukcji szkieletu rafy i dla których rafa by³a œrodowiskiem ¿ycia. W jej sk³ad wchodzi kilka rodzajów ma³¿ów, œlimaków, mszywio³ów, otwornic i ma³¿oraczków. Najpowszechniejsze s¹ ma³¿e z grupy sercówek, nale¿¹ce do kilku gatunków cha-rakterystycznego sarmackiego rodzaju Obsoleti-forma (ryc. 6B; Jasionowski i in., 2003; Studencka & Jasionowski, 2004). Rzadziej spotyka siê omu³ki z rodzaju Modiolus. Œlimaki nale¿¹ g³ównie do rodzajów Mohrensternia (Rissoidae) i rzadziej Calliostoma (Trochidae). W zlepieñcach i brekcjach z czarnymi klastami spotyka siê œlima-ki z rodzaju Cerithium. W wapieniu serpulo-wo-mikrobialitowym ma³¿e i œlimaki wystêpuj¹ zazwyczaj pojedynczo (ryc. 6B) i tylko lokalnie masowo. Muszlowce ma³¿owe s¹ zbudowane ze skorupek Obsoletiforma z domieszk¹ muszli omu³ków, œlimaków i rurek serpul (ryc. 6C). Wœród otwornic dominuj¹ miliolidy i elfidia (Jasionowski i in., 2003). Niektóre du¿e kawerny wzrostowe w wapieniu rafowym s¹ wype³nione materia³em bioklastycznym zawieraj¹cym wymienione wy¿ej organizmy i dodatkowo kilka rodzajów, g³ównie epifitycznych mszywio³ów.
Wapieñ serpulowo-mikrobialitowy
Szkielety serpulidów i mszywio³ów, choæ iloœciowo podrzêd-ne, by³y wa¿nym element konstrukcyjnym rafy. Stanowi³y one rodzaj rusztowania, które by³o obrastane przez maty i biofilmy mikrobialne (zob. Jasionowski, 1996). Maty uleg³y kalcyfikacji przekszta³caj¹c siê w synsedymentacyjnie zlityfikowne mikro-biality, co umo¿liwi³o powstanie sztywnego szkieletu rafowego (ryc. 7A–C). Immanentn¹ cech¹ tak utworzonego szkieletu rafo-wego by³a ogromna pierwotna kawernistoœæ, która stanowi³a przestrzeñ dla precypitacji synsedymentacyjnych cementów w³óknistych i depozycji osadów wewnêtrznych (mu³ wêglanowy, peloidy, rzadko bioklasty). Cementy w³ókniste s¹ wa¿nym, a lokalnie nawet dominuj¹cym komponentem wapieni rafowych. (ryc. 7C). Niekiedy brak jest prawie mikrobialitów i cementy obrastaj¹ bezpoœrednio szkielety serpulidów lub mszywio³ów; tak¹ facjê mo¿na okreœliæ jakocementston.
Mo¿na wyró¿niæ wiele odmian bandstonów serpulowo-mi-krobialitowych, charakteryzuj¹cych siê zró¿nicowan¹ geometri¹ i uporz¹dkowaniem przestrzennym cia³ mikrobialitowych, ró¿-nym stosunkiem objêtoœci mikrobialitów do pierwotnej porowa-toœci, obecnoœci¹ b¹dŸ brakiem synsedymentacyjnych cementów w³óknistych i osadów wewnêtrznych, gêstoœci¹ szkieletów serpul i mszywio³ów.
Mikrobiality w wapieniach rafowych maj¹ zró¿nicowan¹ morfologiê. Najczêœciej s¹ to nielaminowane lub laminowane (stromatolitowe), ma³e (kilka mm do kilku cm) kopu³ki, kolu-mienki i ró¿norakiego kszta³tu „gruz³y”, narastaj¹ce na pojedyn-czych rurkach lub agregatach rurek serpul (ryc. 7A–C). S¹ one zwykle wyraŸnie zorientowane przestrzennie — przyrost nastê-powa³ mniej wiêcej ku górze. Wapieñ rafowy budowany przez tak zbudowane mikrobiality sprawia wra¿enie trombolitu. Obecnoœæ serpulidów odró¿nia go od klasycznych trombolitów, w których gruz³y mikrobialitowe nie maj¹ widocznego wsparcia w postaci szkieletów organizmów (Kennard & James, 1986).
W wielu przypadkach mikrobiality nie maja zindywidu-alizowanej formy i nie wykazuj¹ orientacji przestrzennej. Czêsto obrastaj¹ rurki serpul lub szkielety mszywio³ów tworz¹c cienkie mniej lub bardziej nieregularne, czasami koncentryczne pierœcie-nie kilkumilimetrowej gruboœci. Niekiedy narasta³y one na ele-górny baden Upper Badenian pod³o¿e basement sarmat Sarmatian wapienie bioklastyczne bioclastic limestones piaski sands rafy serpulowo-mikrobialitowe serpulid-microbialite reefs ~20 m wapienie piaszczyste,piaski
sandy limestones, sands
i³y i margle
clays & marls
MIODOBORY MEDOBORY TO£TRA TOVTRA rafy krasnorostowe coralline alge reefs rafy krasnorostowe coralline alge reefs wapienie bioklastyczne bioclastic limestones rafy serpulowo-mikrobialitowe serpulid-microbialite reefs a b
Fig. 4. Litostratygrafia osadów mioceñskich Roztocza (a) i Miodoborów (b) Fig. 4. Lithostratigraphy of the Miocene deposits of Roztocze (a) and Medo -bory (b)
mentach organicznych (przypuszczalnie na glonach lub ³odygach innych roœlin), które póŸniej uleg³y rozk³adowi.
Wiêkszoœæ mikrobialitów oraz znaczna czêœæ osadów wew-nêtrznych (zw³aszcza wype³niaj¹cych ma³e kawerny) budowana jest przez mikryt o strukturze gruze³kowej. Tworz¹ j¹ agregaty wzajemnie pozrastanych peloidów o niewielkich rozmiarach (kil-kadziesi¹t do ponad 100 mm œrednicy) i zwykle mniej lub bar-dziej sferycznym kszta³cie (ryc. 7D–F). Wnêtrza peloidów zbudowane z kilkumikrometrowych kryszta³ów kalcytu otoczo-nych obwódk¹ drobnego sparytu (ryc.7F). Miejscami w mikro-bialitach, wœród mikrostruktur peloidowych, spotyka siê pojedyncze laminy, rzadziej grubsze przewarstwienia homoge-nicznego mikrytu (ryc. 7G).
Osady wewnêtrzne maj¹ bardzo czêsto formê wype³nieñ geo-petalnych (ryc. 7A, B). S¹ to zazwyczaj peloidowe greinstony lub mu³ wêglanowy deponowane z zawiesiny w kawernach i zag³êbieniach w szkielecie rafy. Du¿a czêœæ osadów wewnêtrz-nych to w istocie mikrobiality, które powsta³y in situ w kawer-nach.
Cementy w³ókniste wystêpuj¹ w ró¿nych rozmiarów kawer-nach wzrostowych w rafach oraz w rurkach serpul i szkieletach mszywio³ów. Tworz¹ pow³oki o sta³ej albo zmiennej gruboœci zbudowane z wyd³u¿onych kryszta³ów o igie³kowatym pokroju, u³o¿onych równolegle lub zebranych w wi¹zki wachlarzowato wygaszaj¹ce œwiat³o (ryc. 7H–L). Gruboœæ obwódek cementu jest bardzo zró¿nicowana i waha siê od kilku mm (a niekiedy 1 cm i wiêcej) do kilkudziesiêciu lub kilkunastu mm (zwykle wynosi kilkaset mm). Cementy na dnie kawern mog¹ zawieraæ szkielety mikroorganizmów (np. ma³¿oraczków), co dowodzi ich synsedy-mentacyjnej genezy. W CL cementy w³ókniste nie œwiec¹ (ryc. 7I), co œwiadczy o krystalizacji w œrodowisku wód dobrze utlenio-nych. W stropowych partiach niektórych raf stwierdzono cement stalaktytowy i stalagmitowy miêdzy obwódkami cementu w³óknistego (ryc. 7L), co wskazuje na czasowe wynurzenie raf podczas ich wzrostu.
Mineralogia oraz geochemia Mg i Sr
G³ówne komponenty sarmackich wapieni rafowych — osady mikrytowe i cementy w³ókniste — s¹ zbudowane z kalcytu wysokomagnezowego. Tylko dwie zbadane próbki cementu w³óknistego z muszlowców sercówkowych z Miodoborów mia³y sk³ad aragonitowy. Z aragonitu s¹ tak¿e zbudowane skorupki ma³¿ów i œlimaków. Cement meteoryczny sk³ada siê z kalcytu niskomagnezowego.
W cementach w³óknistych z raf Roztocza zawartoœæ Mg wynosi œrednio prawie 12000 ppm (od ok. 10000 do 13000 ppm), a w rafach Miodoborów jest nieco wy¿sza — œrednio prawie 14000 ppm — od 12000 do 18000 ppm (ryc. 8A). W przeliczeniu na zawartoœæ MgCO3w kalcycie stanowi to ok. 5–6 % molowych MgCO3i mieœci w dolnym przedziale zawartoœci Mg dla kalcytu wysokomagnezowego (za granicê miêdzy kalcytem nisko- i wysokomagnezowym przyjmuje siê zwykle zawartoœæ 4% molo-wych MgCO3). Podobnie wysok¹ koncentracjê Mg stwierdzono w mikrobialitach i mikrytowych osadach wewnêtrznych. W kal-cycie meteorycznym zawartoœæ Mg jest kilkukrotnie ni¿sza (ryc. 8A).
Podobne prawid³owoœci jak dla magnezu obserwujemy w przypadku strontu (ryc. 8B). Zawartoœæ strontu w synsedymenta-cyjnych precypitatach jest doœæ wysoka, szczególnie wobec sto-sunkowo niskiej zawartoœci magnezu. Najwy¿sz¹ koncentracj¹ Sr charakteryzuj¹ siê niezmienione przez posarmack¹ diagenezê synsedymentacyjne precypitaty kalcytowe, najni¿sz¹ — kalcyt meteoryczny. Cementy w³ókniste w rafach Roztocza zawieraj¹ œrednio prawie 1550 ppm (od 1400 do 1650 ppm), a w rafach Miodoborów — ok. 1300 ppm (od 1000 do 1650 ppm). Podobn¹, choæ bardziej zró¿nicowan¹, domieszkê Sr stwierdzono w mikro-bialitach.
Mimo wysokiej zawartoœci Sr, obserwowana du¿a zawartoœæ Mg w sarmackich precypitatach wyklucza mo¿liwoœæ, ¿e by³y one pierwotnie aragonitowe, jak to sugerowa³ Pisera (1990). Cement aragonitowy ze swojej natury zawiera bardzo ma³o magnezu (tak te¿ jest w przypadku zbadanych próbek sarmackich aragonitów — kilkaset ppm Mg). Neomorficzna przemiana arago-nitu w kalcyt przy udziale wód meteorycznych nie mog³aby doprowadziæ do tak wysokiej zawartoœci Mg, nie ma te¿ ¿adnych przes³anek natury petrograficznej, ¿e do tego dosz³o. Cement ara-gonitowy z muszlowców ma³¿owych Miodoborów, tak jak mo¿na oczekiwaæ, zawiera du¿o strontu (ok. 7000 ppm).
Izotopy tlenu i wêgla
Ró¿ne sk³adniki raf serpulowo-mikrobialitowych, w zale¿no-œci od genezy, charakteryzuj¹ siê odmiennym sk³adem trwa³ych izotopów tlenu i wêgla (ryc. 9). Mo¿na wyodrêbniæ dwa izotopo-wo odmienne populacje próbek: synsedymentacyjne precypitaty (w szczególnoœci cementy w³ókniste) i kalcyt meteoryczny.
Cementy w³ókniste charakteryzuj¹ siê wysok¹ zawartoœci¹ ciê¿kiego izotopu tlenu i wêgla, przy stosunkowo niewielkich wahaniach i wyraŸnej liniowej zale¿noœci*18O i*13C. W rafach Miodoborów (n = 19) *18O wynosi œrednio +1,66 [PDB] (od +0,43 do +2,60 ), a*13C — +2,71 [PDB] (od +2,06 do +3,56). Podobne wartoœci stwierdzono w rafach Roztocza (n = 14), gdzie œrednia*18O wynosi +1,43 [PDB] (od +0,59 do +2,38), a*13C — +2,93 [PDB] (od +2,34 do +3,62).
Równie wysokimi maksymalnymi wartoœciami*18O i*13C odznacza siê czêœæ mikrobialitów i osadów wewnêtrznych. Œred-nie s¹ jednak znaczŒred-nie ni¿sze, co wynika z du¿ego zró¿nicowaniu *18
O i *13C i obecnoœci pewnej liczby próbek o bardzo niskiej zawartoœci ciê¿szych izotopów C i O. Jest to prawdopodobnie skutkiem domieszki kalcytu meteorycznego. Mikrostruktury peloidowe z natury maj¹ du¿¹ pierwotn¹ porowatoœæ, w której mog³y krystalizowaæ cementy meteoryczne. Kalcyt meteoryczny charakteryzuje siê typow¹ nisk¹ zawartoœci¹ ciê¿kiego izotopu tlenu (18O) i zwykle równie¿ wêgla (13C).*18O waha siê w stosun-kowo w¹skim przedziale – 6 do –9 [PDB].*13C jest zró¿nicowa-na i wynosi od ok. –9 do ok. +4 [PDB]), wskazuj¹c zró¿nicowa-na zmienny udzia³ wêgla pochodzenia organicznego.
Wysok¹ zawartoœæ ciê¿kich izotopów tlenu i wêgla zmierzo-no tak¿e w aragonitowych skorupkach ma³¿ów sarmackich z rodzaju Obsoletiforma. W rafach Miodoborów ich œrednie*18O jak i*13C wynosz¹ dok³adnie po +2 [PDB]. Jedyna próbka z Roz-tocza wykazuje zbli¿one wartoœci — odpowiednio +2,36 [PDB] i +1,76 [PDB]. Skorupki tego samego rodzaju ma³¿ów z dolnosar-mackich brze¿nych facji piaszczystych, ods³aniaj¹cych siê na wschód od Miodoborów maj¹ znacznie ni¿sz¹ zawartoœæ ciê¿kich izotopów (*18O œrednio +1,09 [PDB], a*13C — +1,80 [PDB]; Jasionowski i in., 2003). Zbadane dla porównania ma³¿e z morskich facji wêglanowych górnego badenu maj¹ sk³ad izotopo-wy prawie identyczny jak ma³¿e z raf sarmackich (œrednia*18O równa +2,07 [PDB], a*13C — +2,06 [PDB]). Z kolei górnoba-deñskie ma³¿e z brakicznych osadów piaszczystych (zlokalizo-wanych na E od Miodoborów) charakteryzuj¹ siê wyraŸnie ni¿sz¹ zawartoœci¹ ciê¿kich izotopów tlenu i wêgla (œrednia *18O — 0,51 [PDB], a*13C — +0,37 [PDB]; Jasionowski i in., 2003).
Geneza mikrobialitów i chemizm wody
Jak zaznaczono we wstêpie artyku³u, od dawna powszechnie uwa¿a siê, ¿e w sarmacie Paratetyda charak-teryzowa³a siê obni¿onym zasoleniem wody (choæ ostatnio niektórzy badacze to podwa¿aj¹ — zob. Piller & Harzhau-ser, 2005). Nale¿y wszak¿e rozwa¿yæ bardziej skompliko-wany model rozwoju chemizmu wód tego basenu, w którym kluczowe znaczenie — poza ubóstwem
taksono-micznym organizmów tam ¿yj¹cych — ma obecnoœæ raf budowanych g³ównie przez synsedymentacyjne precypita-ty wêglanu wapnia.
Mikrobiality s¹ osadami organosedymentacyjnymi powstaj¹cymi dziêki wychwytywaniu i wi¹zaniu cz¹stek detrytycznych przez maty mikrobialne lub mineralizacji tych mat (Burne & Moore, 1987). Maty i biofilmy mikro-bialne s¹ bardzo z³o¿onymi biocenozami tworzonymi przez ró¿norodne mikroorganizmy, przede wszystkim ró¿-ne grupy bakterii (van Gemerden, 1993) tkwi¹ce w wydzielanej przez siebie substancji organicznej okreœlanej nazw¹ EPS (ang. extracellular polymeric secretions — pozakomórkowe wydzieliny polimerowe; Stolz, 2000; Decho, 2000). Mineralizacja mat prowadz¹ca do powsta-nia mikrobialitów odbywa siê dziêki poœrednictwu EPS, jednak szczegó³owy mechanizm tego zjawiska jest przed-miotem dyskusji i kontrowersji (Reitner, 1993; Reid i in., 2000; Arp i in., 2001, 2003). Wiadomo jednak¿e, ¿e
warun-kiem koniecznym jest bardzo silne przesycenie wody w stosunku do wêglanu wapnia (Arp i in., 2001, 2003).
Dominacja mikrobialitów wskazuje zatem jednoznacz-nie, ¿e wody w których rozwija³y siê sarmackie rafy Rozto-cza i Miodoborów by³y silnie przesycone w stosunku do wêglanu wapnia. Prawie wszystkie mikryty w rafach mo¿na uznaæ za typowe nieszkieletowe precypitaty powsta³e w wyniku mineralizacji in situ mat lub biofilmów mikrobialnych dziêki poœrednictwu EPS. Wiêkszoœæ mikrobialitów w budowlach serpulowo-mikrobialitowych narasta³a ku górze. Mo¿na przypuszczaæ zatem, ¿e ich wzrost by³ zale¿ny od œwiat³a, a maty mikrobialne, dziêki mineralizacji których powsta³y, by³y budowane przez sinice. W mikrobialitach tych nie stwierdzono jednak pozosta³oœci sinic (np. filamentów). Typ mikrostruktury mikrobialitowej zale¿y o chemizmu wody (Arp i in., 2001). Brak w mikro-bialitach skalcyfikowanych pozosta³oœci sinic wskazuje na wody o bardzo du¿ej zawartoœci rozpuszczonego wêgla
nie-sc 100 µm osad wewnêtrzny internal sediment serpulidy serpulids mikrobialit microbialite mikrobialit microbialite osad wewnêtrzny internal sediment serpulidy serpulids cement w³óknisty fibrous cement mikrobialit microbialite mikrobialit microbialite mikrobialit microbialite cement w³óknisty fibrous cement mikrobialit microbialite bc fc fc fc m. s s fc fc m. A B C D E H I J F K L G 20 µm 200 µm 100 µm 100 µm 50 µm 500 µm 5 mm 10 mm
organicznego (DIC) i ma³ej zawartoœci jonu wapniowego. W takich wodach kalcyfikacja mat mikrobialnych odbywa siê dziêki poœrednictwu EPS i jest kontrolowana wy³¹cznie przez chemizm œrodowiska (Arp i in., 2001). Kalcyfikacja sinic spowodowana ich fizjologiczn¹ dzia³alnoœci¹ zachodzi w wodzie o przewadze jonu wapniowego nad jonem wêgla-nowym (Arp i in., 2001).
Anomalny chemizm wód Paratetydy w sarmacie by³ ju¿ sygnalizowany przez Piserê (1990, 1996), który sugerowa³ hypersalinarne zasolenie i wysok¹ zawartoœæ jonów wodo-rowêglanowych i wêglanowych (alkalicznoœæ wêglanowa).
Podwy¿szon¹ koncentracjê wêglanów w wodach
powierzchniowych obserwuje siê w stratyfikowanych ano-ksycznych basenach, gdzie rozk³ad materii organicznej dziêki bakteryjnej redukcji jonu siarczanowego prowadzi do
1278 1380 419 358 1543 1063 828 148 0 500 1000 1500 2000 13995 13599 15480 3240 11840 8701 10161 2714 0 5000 10000 15000 20000 cement w³óknisty fibrous cement mikrobialit microbialite osad wewnêtrzny internal sediment kalcyt meteoryczny meteoric calcite cement w³óknisty fibrous cement mikrobialit microbialite osad wewnêtrzny internal sediment kalcyt meteoryczny meteoric calcite Sr [ppm] Mg [ppm] A B Miodobory Medobory Roztocze Miodobory Medobory Roztocze
Ryc. 8. Zawartoœæ magnezu i strontu w ró¿nych komponentach wapieni serpulowo-mikrobialitowych Roztocza i Miodoborów Fig. 8. Mg and Sr content in different components of the serpulid-microbialite reefs of Roztocze and Medobory
-10 -9 -8 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 -10 -9 -8 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 δ18O‰ [PDB] cement w³óknisty fibrous cement mikrobialit microbialite osad wewnêtrzny internal sediment ma³¿eObsoletiformasp. Obsoletiforma sp. bivalve kalcyt meteoryczny meteoric calcite δ 13C‰ [PDB]
Ryc. 9. Stabilne izotopy tlenu i wêgla w ró¿nych sk³adnikach wapieni serpulowo-mikrobialitowych Roztocza i Miodoborów (szare wype³nienie — Roztocze, czarne — Miodobory)
Fig. 9. Stable C and O isotopes in various components of the ser-pulid-microbialite reefs of Roztocze (grey symbols) and Medobo-ry (black symbols)
¬
Ryc. 7. Mikrofacje. A, B — typowy bandston serpulowo-mikro -bialitowy z mikrobialitami narastaj¹cymi na rurkach serpul i wzrostow¹ kawernistoœci¹ wype³nion¹ osadami wewnêtrznymi i synsedymentacyjnym cementem w³óknistym; przeciêta powierzchnia (A) i odpowiadaj¹ca jej p³ytka cienka (B) (Bila); C — bandston serpulowo-mikrobialitowy z bardzo obfitymi cementami w³óknistymi (fc) i podrzêdnymi mikrobialitami (m), s — rurki serpulidów, is — bioklastyczny osad wewnêtrzny (D¹browa); D–G — mikrobiality i ich mikrostruktury. D–F — mikrostruktura gruze³kowa budowana przez agregaty ma³ych peloidów scementowanych drobnosparytowym cementem w œwietle przechodz¹cym (D), katodoluminescencji (E) oraz SEM (F); G — laminowana pow³oka homogenicznego mikrytu erozyj-nie œciêta w najbardziej wyerozyj-niesionej czêœci (strza³ka) D, E — £ysaków, F — Maksymivka, G — Novosilka. H–K — synsedy-mentacyjny cement w³óknisty. Obwódka cementu w³óknistego (fc) narasta na rurce serpuli (strza³ka) wype³nionej meteorycz-nym cementem blokowym (bc). W skrzy¿owanych nikolach (H) widaæ wachlarzowate wygaszanie œwiat³a. W CL (I) brak œwiece-nia z wyj¹tkiem krawêdzi poszczególnych kryszta³ów, prawdo-podobnie w wyniku póŸniejszych przeobra¿eñ w warunkach diagenezy meteorycznej. Wachlarzowate agregaty w³óknistych kryszta³ów (J) narasta³y na j¹drach peloidów (p). Pow³oki cementu s¹ zbudowane z wyd³u¿onych igie³kowatych kryszta³ów i charakteryzuj¹ siê miêdzykrystaliczn¹ porowatoœci¹ (K). L — cement stalaktytowy (sc) miêdzy pow³okami cementu w³ókniste-go (fc). H, I, L — Bila, J, K — £ysaków
Fig. 7. Microfacies. A, B — Typical boundstone with microbiali-tes growing on serpulid tubes and growth cavities infilled with internal sediment and synsedimentary fibrous cement, scanned slab (A) and equivalent thin section (B) (Bila); C — serpu-lid-microbialite boundstone with abundant fibrous cements (fc) and minor microbialites (m), s — serpulid tubes, is — bioclastic internal sediment (D¹browa); D – G — microbialites and their fabrics. D, E, F — clotted fabrics made up of aggregates of small peloids cemented by minute sparite crystals in transmitted light (D), cathodoluminescence (E) and SEM (F); G — laminated den-se micrite crust truncated by erosion at the most elevated part (arrowed). D, E — £ysaków, F — Maksymivka, G — Novosilka.; H – K — synsedimentary fibrous cement. Cement crust (fc) gro-wing on a serpulid tube (arrowed) that is occluded with meteoric blocky calcite cement (bc). In crossed nicoles (H) fan-like extinc-tion is observed. In CL (I) there is no luminescence except for the edges of particular crystal what is probably the result of meteoric diagenesis. Fans of fibrous crystal are growing from single pelo-ids (p)(J). The cement rims are characterized by intercrystalline porosity between elongated crystals (K). L — stalactitic cement (sc) sandwiched between fibrous cement crusts (fc). H, I, L — Bila, J, K — £ysaków
akumulacji DIC w wodach przydennych (Kempe & KaŸmierczak, 1994). W wyniku mieszania lub dyfuzji jest on transportowany do wód powierzchniowym (pompa alka-liczna) i przyczynia siê do zwiêkszenia ich stopnia nasyce-nia w stosunku do wêglanu wapnasyce-nia. Przyk³adem jest Morze Czarne, którego wody powierzchniowe, w zwi¹zku z wys³odzeniem nie s¹ silnie przesycone CaCO3, jednak ich
ewaporacja szybko doprowadzi³aby do takiego stanu (wed³ug Kempe & KaŸmierczak, 1994).
W basenie sarmackim wystêpuj¹ osady powsta³e w warunkach anoksycznych (np. Czapowski, 1994), tote¿ przedstawiony wy¿ej mechanizm prowadz¹cy do przesyce-nia wód powierzchniowych Paratetydy w stosunku do CaCO3wydaje siê byæ prawdopodobny. Z drugiej jednak
strony synsedymentacyjne precypitaty z raf sarmackich cha-rakteryzuj¹ siê wysokimi*13C (do ponad +3‰), typowymi dla DIC bêd¹cego w równowadze z atmosfer¹. Sk³ad izoto-powy wêgla w wêglanach jest zale¿ny przede wszystkim od sk³adu izotopowego DIC w roztworze (Anderson & Arthur, 1983), wiêc wi¹zanie tych utworów z DIC pochodz¹cym z utleniania lekkiej izotopowo materii organicznej mo¿e byæ problematyczne. Jednak w p³ytkim przybrze¿nym œrodo-wisku, gdzie nie zachodzi³a wymiana wody i przy dodatko-wo du¿ej produktywnoœci pierdodatko-wotnej (fotosynteza), mog³o dojœæ do zatarcia pierwotnie lekkiego sk³adu izotopowego wêgla (Talbot, 1990).
Synsedymentacyjne precypitaty z raf sarmackich odzna-czaj¹ siê bardzo wysok¹ zawartoœci¹ ciê¿kiego izotopu tlenu (*18
O dochodzi do ok. +3‰ [PDB]?), czêsto wy¿sz¹ ni¿ we wspó³czesnych morskich precypitatach strefy tropikalnej. *18
O w wêglanach jest wprost proporcjonalna do*18
O wody i odwrotnie proporcjonalna do temperatury (Anderson & Arthur, 1983), zatem woda, z której siê wytr¹ca³y, musia³a charakteryzowaæ siê wysok¹ zawartoœci¹ ciê¿kiego izotopu tlenu. Cement w³óknisty (o œredniej*18O ok. +1,6‰ [PDB]) krystalizuj¹cy w warunkach równowagi, w przedziale tem-peratur 15–20°C, wytr¹ca³ siê z wody, której*18
O wynosi³a od ponad +1 do prawie +2,5‰ [SMOW] (ryc. 10A). W
przypadku maksymalnych zmierzonych wartoœci *18
O, woda by³a jeszcze bardziej wzbogacona w ciê¿ki izotop tle-nu. Nawet jeœli przyj¹æ ni¿sze temperatury krystalizacji (na co wydaje siê, ¿e nie ma przes³anek — zob. np. Syabryay & Stuchlik, 1994), to*18
O wody ci¹gle pozostaje wysoka jak dla wody brakicznej (np. przy 10°C — 0%).
Przedstawione wy¿ej fakty nie stoj¹ jednak w sprzecz-noœci z hipotez¹ wód brakicznych. Pierwotny sk³ad izotopo-wy tlenu wody, która ulega parowaniu nie ma bowiem wp³ywu na jej finalny sk³ad izotopowy (Gonfiantini, 1986; Talbot, 1990). Przy odpowiednio zaawansowanym stopniu ewaporacji uzyskamy wodê o identycznej*18
O, niezale¿nie od tego czy punktem wyjœcia by³a woda meteoryczna, mor-ska, czy te¿ ich mieszanina. Maj¹c tak¹ sam¹*18O wody te bêd¹ siê jednak zdecydowanie ró¿niæ stopniem zasolenia. Sk³ad izotopowy wody, a zatem i wêglanów z niej wytr¹conych, nie jest — jak siê niekiedy w uproszczeniu uwa¿a — jednoznacznym wskaŸnikiem wysokoœci zasole-nia (Swart i in., 1989; Matyas i in., 1996; Hendry & Kalin, 1997).
W tak du¿ym basenie, jakim by³a Paratetyda, mog³o istnieæ du¿e lateralne zró¿nicowanie sk³adu izotopowego, wysokoœci zasolenia i stopnia nasycenia wody wêglanem wapnia. Ewaporacja brakicznej wody sarmackiej w zapa-dlisku przedkarpackim mog³a prowadziæ do wzrostu jej *18
O i zasolenia (ryc. 11). W zale¿noœci od pocz¹tkowych wartoœci zasolenia i stopnia zaawansowania ewaporacji mo¿liwe by³o nawet uzyskanie finalnego zasolenia odpo-wiadaj¹cego normalnemu morskiemu lub
hypersalinarne-mu. Wahania sk³adu izotopowego wody zosta³y
stwierdzono w Paratetydzie Wschodniej (Kiyashko & Paramonova, 1987). Równie¿ w basenie panoñskim sk³ad izotopowy tlenu w muszlach mieczaków wskazuje na ewa-poracjê wód przybrze¿nych (Latal & Piller, 2004).
Ewaporacja wód brakicznych prowadzi³aby prawdopo-dobnie do jeszcze wiêkszego zubo¿enia taksonomicznego œwiata organicznego. Obecnoœæ wœród otwornic dolnosar-mackich form charakterystycznych dla œrodowisk hypersa-linarnych (wg Peryt [W:] Jasionowski i in., 2003) oraz obserwowane ogólne zubo¿enie zespo³ów biotycznych w rafach, w stosunku do innych równowiekowych osadów sarmackich, zdaj¹ siê potwierdzaæ taki scenariusz. 0 5 10 15 20 25 30 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 t [ C]° temperatura precypitacji precipitation temperature δ18 w O ‰ [SMOW] δ18 c O = +1,6‰ [PDB]
Ryc. 10. Krzywa równowagi przedstawiaj¹ca zale¿noœæ miêdzy sk³adem izotopowym wody a temperatur¹ krystalizacji dla cementu w³óknistego (œrednia*18
Ocok. 1,6). Przy za³o¿eniu tem-peratury wody w granicach 15–20°C,*18
Owwody mieœci siê w przedziale +1 — +2 [SMOW]. Wed³ug równania Epsteina i in. (1953): t (o
C) = 16,5 – 4,3 (*18
Oc–*18Ow) + 0,14 (*18Oc–*18Ow)2 Fig. 10. Equilibrium relation between isotopic composition of water and crystallization temperature for an average isotopic composition of fibrous cement (*18O
c= 1.6). Granted that the crystallization temperature is 15–20°C, *18Ow of water shall be in the range of +1 to +2 [SMOW]. According to equation by Epstein et al. (1953): t (o C) = 16,5 – 4,3 (*18 Oc–*18Ow) + 0,14 (*18 Oc–*18Ow)2 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 6 7 8 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 1,0 0,9 0,8 0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0,0 zasolenie [g/l] [g/l] slinity
nieodparowana frakcja wody
unevaporated water fraction
δ 18O‰ [SMOW] wody ( ) in water zasolenie salinity δ18O
Ryc. 11. Przebieg ewaporacji hipotetycznej wody sarmackiej o zasoleniu pocz¹tkowym 20‰ i pocz¹tkowej *18O = –3‰ [SMOW], przy wilgotnoœci wzglêdnej powietrza 70% i tempera-turze 20oC. Obliczenia przy u¿yciu wzorów podanych przez Gon-fiantini’ego, 1986
Fig. 11. Evaporation of an hypothetical Sarmatian water with initial salinity = 20‰ ,*18O = –3‰ [SMOW], in relative air humidity 70% and air temperature 20°C. Calculations according to equations given by Gonfiantini, 1986
Poniewa¿ w sarmacie Paratetyda by³a po³¹czona z oceanem œwiatowym, to chemizm jej wód wyra¿ony sto-sunkami jonowymi rozpuszczonych soli musia³ byæ morski (podobnie jak ma to miejsce we wspó³czesnych morzach o obni¿onym zasoleniu). Sk³ad jonowy wody morskiej pod koniec œrodkowego miocenu ró¿ni³ siê stosunkowo niewie-le od wspó³czesnego i podobnie jak obecnie sprzyja³ precy-pitacji aragonitu i wysokomagnezowego kalcytu — morze aragonitowe (Holland, 2003). Cementy w³ókniste z raf sar-mackich petrograficznie przypominaj¹ wysokomagnezo-we cementy kalcytowysokomagnezo-we ze wspó³czesnych raf tropikalnych oraz analogiczne cementy kopalne (James & Chouquette, 1992), ale ró¿ni¹ siê zawartoœci¹ magnezu i strontu (zob. np. Carpenter & Lohmann, 1992). Tak niska zawartoœæ Mg jak w precypitatach sarmackich (5–6% molowego MgCO3)
wynika prawdopodobnie czêœciowo z ni¿szej temperatury krystalizacji, w porównaniu do wspó³czesnych cementów morskich, a czêœciowo z obni¿onego stosunku Mg/Ca w wodach morskich miocenu (3,5 mmol/mol wobec 5,5 obecnie — Holland, 2003). Dodatkowo woda w strefie brze¿nej basenu sarmackiego mog³a byæ wzbogacona bardziej w jony Ca2+dziêki dop³ywowi wód rzecznych (co obni¿a³o w niej stosunek Mg/Ca). Sk³ad izotopów strontu w precypitatach i skorupkach ma³¿ów jednoznacznie wskazuje na dostawê lekkiego izotopowo Sr, co prawdopo-dobnie jest zwi¹zane z rozpuszczaniem wêglanów kredy (Jasionowski i in., 2003). Mieszanie siê i ewaporacja wód z przybrze¿nych partii basenu wzbogaconych w jony Ca2+ z wodami otwartego basenu wzbogaconymi w jony wêglanowe mog³y dodatkowo prowadziæ do silniejszego przesycenia wêglanem wapnia.
Synsedymentacyjne precypitaty sarmackie, przy sto-sunkowo niewielkiej zawartoœci magnezu, zawieraj¹ bar-dzo du¿o strontu (1400 ppm) w porównaniu do holoceñskich precypitatów morskich o podobnej zawartoœci Mg (400 ppm Sr). Równie wysok¹ zawartoœæ Sr, przy tak ma³ej zawartoœci Mg spotyka siê tylko we wspó³czesnych kalcytach biogenicznych (Carpenter & Lohmann, 1992). Ró¿nica miêdzy tymi utworami mo¿e byæ skutkiem ró¿nej szybkoœci precypitacji: cementy krystalizuj¹ wolno w warunkach niezbyt odbiegaj¹cych od równowagi, nato-miast kalcyt biogeniczny — bardzo szybko (Carpenter & Lohmann, 1992). Stosunek molowy Sr/Ca i koncentracja Sr w wodach morskich w œrodkowym miocenie by³y podobne jak obecnie (Lear i in., 2003). Mo¿na zatem wysun¹æ hipotezê, ¿e precypitaty sarmackie krystalizo-wa³y szybciej ni¿ analogiczne cementy morskie — w podobnym tempie jak kalcyt biogeniczny, co mo¿e stano-wiæ kolejn¹ przes³ankê na silnie przesycenie wody wêglanem wapnia.
Podsumowanie
Specyficzne warunki œrodowiska panuj¹ce w basenie sarmackim Paratetydy doprowadzi³y do rozkwitu ubogich
taksonomicznie organizmów oportunistycznych oraz
rozwoju mat mikrobialnych, które dziêki sprzyjaj¹cemu che-mizmowi wody uleg³y synsedymentacyjnej kalcyfikacji. Budowle wêglanowe tworzone przez mikrobiality i organi-zmy szkieletowe s¹ znane z osadów kopalnych (np. Webb, 2001). Wspó³wystêpowanie serpul i mikrobialitów by³o notowane w ró¿norodnych œrodowiskach o zazwyczaj du¿ym stresie ekologicznym, jednak w takiej skali jak w sar-macie Paratetydy jest zjawiskiem unikalnym (zob. dyskusja — Jasionowski, 1996). Serpulidy s¹ organizmami oportu-nistycznymi, zdolnymi do rozwoju w wodach o szerokim zakresie parametrów fizykochemicznych, zw³aszcza zasole-nia, ale te¿ temperatury (Ten Hove & Van den Hurk, 1993).
Dolnosarmackie rafy serpulowo-mikrobialitowe Roz-tocza i Miodoborów s¹ produktem interakcji ró¿nych czynni-ków regionalnych i lokalnych. Izolacja ca³ego basenu Paratetydy na granicy badenu i sarmatu spowodowa³a obni¿e-nie zasolenia wody i doprowadzi³a do kryzysu biotycznego. W brakicznych wodach rozwija³y siê tylko nieliczne oportu-nistyczne taksony organizmów. Powstanie raf serpulowo-mi-krobialitowych zwi¹zane by³o z prawdopodobnie lokalnym, ograniczonym do p³ytkich przybrze¿nych partii basenu, przesyceniem wody w stosunku do CaCO3. By³o ono
spowo-dowane g³ównie siln¹ ewaporacj¹ brakicznych wód silnie wzbogaconych w jony wêglanowe. Dziêki takim warunkom œrodowiska rozwija³a siê niezwyk³a asocjacja serpulidów oraz ulegaj¹cych kalcyfikacji mat mikrobialnych, która wytworzy³a du¿ych rozmiarów budowle wêglanowe.
Artyku³ przedstawia g³ówne wyniki badañ wykonanych w minionych latach w ramach kilku projektów badawczych. S¹ to: granty KBN „Sedymentacja i diageneza sarmackich wapieni Roztocza” (nr 6P04D 026 11 — doktorat wykonany pod kierun-kiem prof. dr hab. Tadeusza Peryta) oraz „Rafy sarmackie Mio-doborów (Ukraina): efekt lokalnych czy regionalnych zmian œrodowiska Paratetydy?” (nr 6P04D 064 20), a tak¿e temat w ramach dzia³alnoœci statutowej PIG (poz. pl. 6.20.9139.00.0) .
Literatura
ANDERSON T.F. & ARTHUR M.A. 1983 — Stable isotopes of oxy-gen and carbon and their application to sedimentologic and environ-mental problems. [W]: Arthur M.A. & Anderson T.F. — Stable Isotopes in Sedimentary Geology. SEMP Short Course no. 10: 1–151. Dallas
ARP G., REIMER A. & REITNER J. 2001 — Photosynthesis-induced biofilm calcification and calcium concentrations in Phanerozoic oceans. Science, 292 (5522): 1701–1704.
ARP G., REIMER A. & REITNER J. 2003 — Microbialite formation in seawater of increased alkalinity, Satonda Crater Lake, Indonesia. J. Sediment. Res., 73: 105–127.
BIELECKA M. 1967 — Trzeciorzêd po³udniowo-zachodniej czêœci Wy¿yny Lubelskiej. Biul. Inst. Geol., 206: 115–170.
BURNE R.V & MOORE L.S. 1987 — Microbialites: Organosedimentary Deposits of Benthic Microbial Communities. Palaios, 2: 241–254. CARPENTER S.J. & LOHMANN K.C. 1992 — Sr/Mg ratios of mod-ern marine calcite: empirical indicators of ocean chemistry and precipi-tation rate. Geochim. Cosmochim. Acta, 56: 1837–1849.
CHUMAKOV I.S, BYZOVA S.L., GANZEY S.S., ARIAS C., BIGAZZI G., BONADONNA F.P., HADLER, NETO J.C. & NORELLI P. 1992 — Interlaboratory fission track dating of volcanic ash levels from Eastern Paratethys: a Mediterranean–Paratethys correlation. Palaeogeogr., Palaeoclimat., Palaeoecol., 95: 287–295.
CZAPOWSKI, G. 1994 — Sedimentation of Middle Miocene marine complex from the area near Tarnobrzeg (north–central part of the Carpathian Foredeep). Geol. Quarter., 38: 577–592.
DECHO A.W. 2000 – Exopolymer microdomains as a structuring agent for heterogeneity within microbial biofilms. [W:] Riding R.E. & Awramik S.M. — Microbial sediments: 9–15.
DIDKOVSKI V.& KULICHENKO V. 1975 — Neogen. Stratigrafia URSR, t. 10. Naukova Dumka, Kyiv.
EPSTEIN S., BUCHSBAUM R., LOWENSTAM H. & UREY H.C. 1953 — Revised carbonate–water isotopic temperature scale. Geol. Soc. Amer. Bull., 64: 1315–1326.
GONFIANTINI R. 1986 — Environmental isotopes in lake studies. [W:] Fritz P. & Fontes J.Ch. — Handbook of the Environmental Iso-tope Geochemistry vol. 2, The Terrestrial Environment, B: 113–168. HARA U. 2003 — Early Sarmatian bryozoans of Medobory, Western Ukraine, Central Paratethys. First Austrian reef workshop, 30–31 May 2003, Abstracts volume: 12–13, Wien.
HENDRY J.P. & KALIN R.M.1997 — Are oxygen and carbon isotopes of molluscs shells reliable paleosalinity indicators in marginal marine environments. A case study from the Middle Jurassic of England. J. Geol. Soc., London, 154: 321–333.
HOLLAND H.D. 2003 — The geological history of seawater. [W:] Holland H.D &Turekian K.K. – Treatise on Geochemistry. The oceans and marine geochemistry, 6: 583–625
ILINA L.B., NEVESSKAYA L.A. & PARAMONONOVA N.P. 1976 — Zakonomernosti rozvitya molluskov v opresnenykh basseynakh neogena Evrazii Trudy PIN Akademi®i Nauk SSSR, 155: 1–287. JAMES N. P. & CHOQUETTE P.W. 1992 — Limestones — the sea floor diagenetic environment. [W:] McIlreath I.A. & Morriow D.W. — Diagenesis. Geological Association of Canada Reprint Series, 4: 13–34.
JASIONOWSKI M. 1996 — Budowle serpulowo-mikrobialitowe sarmatu na Roztoczu: niezwyk³e joint-venture. Prz. Geol., 44: 1044–1048.
JASIONOWSKI M. 1998 — Sedymentacja i diageneza sarmackich wapieni Roztocza. Niepublikowana rozprawa doktorska. Arch. CAG 700/99.
JASIONOWSKI M., PERYT, D., STUDENCKA B.& POBEREZHSKYY A. 2003 — „Rafy” sarmackie Miodoborów (Ukraina): efekt lokalnych czy regionalnych zmian œrodowiska Paratetydy. Arch. KBN, Warszawa, Projekt badawczy nr 6P04D 064 20.
KEMPE S.& KAMIERCZAK J. 1994 — The role of alkalinity in the evo-lution of ocean chemistry, organisation of living systems, and
biocalcification processes. Bull. Inst. Oceanograph., Monaco, 13: 61–117. KENNARD J.M. & JAMES N.P. 1986 — Thrombolites and stromatolites: two distinct types of microbial structure. Palaios, 1: 492–503.
KIYASHKO S.I. & PARAMONOVA N.P. 1987 — Izmenenya solenosti sarmatskogo basseyna po dannym izotopnogo sostava rakovin dvustvorchatykh mollusko. [W:] Molluski: Rezultaty i perspektivy ikh issledovanya. VIII Vsesouuznoye soveshchanye po izuchenyu molluskov. Leningrad, Aprel 1987. Avtoreferaty dokladov: 80–82. KOROLYUK I.K. 1952 — Podolskiye toltry i uslovia ikh obrazowanya. Trudy Inst. Geol. Nauk. Akademia. Nauk SSSR, 56: 1–138.
KUDRIN L. 1966 — Stratigrafiya, facyi i ekologicheskiy analiz fauny paleogenovykh i neogenovykh otlozheniy Predkarpatia. Izdatilestwo Lvovskogo Universiteta, Lvov.
LATAL C., PILLER, W. E. & HARZHAUSER M. 2004 —
Paleoenvironmental reconstruction by stable isotopes of Middle Mio-cene gastropods of the Central Paratethys. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 211: 157–169.
LEAR C.H, ELDERFIELD H. & WILSON P.A. 2003 — A Cenozoic seawater Sr/Ca record from benthic foraminiferal calcite and its appli-cation in determining global weathering fluxes. Earth and Planetary Sc. Letters, 208: 69–84.
LISZKOWSKI J. & MUCHOWSKI J. 1969 — Morfologia, budowa wewnêtrzna oraz geneza masywów wapieni biogenicznych dolnego sarmatu strefy progów zewnêtrznych Wy¿yny Lubelskiej. Biul. Geol., 11: 5–36. MATYAS J, BURNS S.J., MLLER P. & MAGYAR I. 1996 — What can stable isotopes say about salinity? An example from the Late Mio-cene Pannonian lake. Palaios, 11: 31–39.
MUSIA£ T. 1987 — Miocen Roztocza (Polska po³udniowo-wschodnia). Biul. Geol., 31: 5–149.
OGG J.G., 2004 — Status od Division of the Geologic Time Scale. Lethaia 37, 183–199.
PILLER W.E. & HARZHAUSER M. 2005 — The Myth of the Brack-ish Sarmatian Sea. Terra Nova, 17: 450–455.
PISERA A. 1978 — Rafowe utwory miocenu z Roztocza zachodniego. Prz. Geol., 46: 159–163.
PISERA A. 1985 — Paleoecology and lithogenesis of the Middle Mio-cene (Badenian) algal–vermetid reefs from the Roztocze Hills, south–eastern Poland. Acta Geol. Pol., 35: 89–155.
PISERA A. 1990 — Upper Miocene cryptalgal–serpulid reefs from Poland: interplay of biological and inorganic factors. [W:] IX-th Con-gress R.C.M.N.S., Barcelona, Novemeber 19–24 1990. Abstracts:. 269. PISERA A. 1996 — Miocene reefs of the Paratethys: a review.[W:] Franseen E.K, Esteban M., Ward W.C.& Rochy J–M. — Models for
carbonate stratigraphy form Miocene reef complexes of Mediterranean regions. SEMP Concepts in Sedimentology and Paleontology, 5: 97–104. POPOV S.V., RÖGL F., ROZANOV A.Y., STEININGER F.,
SHCHERBA I.G. & KOVAC M. 2004 — Lithological-Paleogeographic maps of Paratethys. 10 maps Late Eocene to Pliocene. Courier Forschungsinstitut Senckenberg, Band 250.
REID R.P., VISSCHER P.T., DECHO A.W., STOLZ J.K., BEBOUT B.M., DUPRAZ C.. MACINTYRE I.G,. PAERL H.W , PINCKNEY J. L., PRUFERT-BEBOUTK L,. STEPPE T.F & DESMARAIS D. J. 2000 — The role of microbes in accretion, lamination and early lithification of modern marine stromatolites. Nature, 406: 989–992.
REITNER J. 1993 — Modern cryptic microbialite/metazoan facies from Lizard Island (Great Barrier Reef, Australia). Facies, 29: 3–40. RÖGL F. 1998 — Paleogeographic considerations for Mediterranean and Paratethys seaways (Oligocene to Miocene). Ann. Naturhist. Mus. Wien, 99A: 279–310.
SAINT MARTIN J.-P. & PESTREA S. 1999 — Les constructions a serpules et microbialites du Sarmatien de Moldavie. Acta Palaeont. Romaniae, 2: 493–469.
STOLZ J.F 2000 – Structure of microbial mats and biofilms. [W:] Riding R.E. & Awramik S.M. — Microbial sediments: 1–8.
STUDENCKA B. 1999 — Remarks on Miocene bivalve zonation in the Polish part of the Carpathian Foredeep. Geol. Quart., 43: 467–477. STUDENCKA B. & JASIONOWSKI M. 2004 — Changes around the Badenian/Sarmatian boundary in the Paratethys: a bivalve study from the Sarmatian serpulid-microbialite reefs of the Ukraine. 32ndInternational Geological Congress, Florence, Italy, 20–28.08.2004, Abstracts. SWART P.K., STERNBERG L, STEINEN R. & HARRISON. S.A. 1989 — Controls on the oxygen and hydrogen isotopic composition of the waters of Florida bay, U.S.A. Chemical Geology, 79: 113–123. SYABRYAY S.V. & STUCHLIK L. 1994 — Development of flora and vegetation of the Ukrainian Eastern Carpathians and Polish Western Carpathians. Acta Palaeobot., 34: 165–194.
TALBOT M.R. 1990 — A review of the palaeohydrological interpretation of carbon and oxygen isotopic ratios in primary lacustrine carbonates. Chem. Geol., 80: 261–279.
TEISSEYRE W. 1884 — Der podolische Hügelzug der Miodoboren als ein sarmatisches Bryozoen-Riff. J. Geolog. Reich., 34: 299–312. TEN HOVE H. A. & VAN DEN HURK P. 1993 — A review of Recent and fossil serpulid “reefs”; actuopalaeontology and the “Upper Malm” serpulid limestones in NW Germany. Geol. Mijnbouw, 72: 23–67. VAN GEMERDEN H. 1993 — Microbial mats: A joint venture. Marine Geology, 113: 3–25.
WEBB G.E. 2001 — Biologically induced carbonate precipitation in reefs through time. [W:] Stanley G. — The history and sedimentology of ancient reef ecosystems. Topics in Geobiology, 17: 159–203.
®
Ryc. 5. Rafy sarmackie Roztocza (A) i Miodoborów (B–D). A — rafa w kamienio³omie w £ysakowie spoczywaj¹ca na erozyjnej powierzchni bioklastycznych wapieni górnego badenu; B — sarmackie wapienie rafowe przykrywaj¹ce po³udniowo-zachodni sk³on rafy górnego badenu w kamienio³omie Novosilka ko³o Tarnopola. W tle widoczny jest rozci¹gaj¹cy siê ku po³udniowemu-wschodowi wyniesiony grzbiet Miodoborów zbudowany g³ównie z wapieni rafowych badenu (po prawej) oraz ni¿ej po³o¿ony basen (po lewej); C — Rafy sarmackie („to³try”) ko³o wsi Bila na pó³noc od Kamieñca Podolskiego tworz¹ce wygiêty ³añcuch prostopad³y do Miodoborów (zalesione wzgórza na drugim planie); D — „to³try” (strza³ki) ods³aniaj¹ce siê w pobli¿u wsi Nahiryany na po³udniowym brzegu rzeki Dniestr na po³udnie od Kamieñca Podolskiego. s — wêglany sylurskie p³yty podolskiej, b — osady górnego badenu
Ryc. 5. Sarmatian reefs in Roztocze (A) and Medobory (B–D). A — reef in the £ysaków quarry overlaying erosional surface of the Upper Badenian bioclastic limestone; B —Sarmatian reef deposits covering SW slope of the Upper Badenian reef in Novosilka quarry near Ternopil. In the background there are seen elevated Medobory hills (to the right,) composed mainly of the Upper Badenian reef limestone and lowerlying area of the basin (to the left); C — Sarmatian reefs (tovtra mounds) near Bila village (north of Kamianets Podilskyi) that form a curved chain perpendicular to the Medobory (forested hills in the background)); D — Tovtra mounds (arrowed) exposed close to Nahiryany village at the southern bank of the Dnister river south of Kamianets Podilskyi. s — Silurian carbonates of the Podolian Plate, b — Upper Badenian deposit
Ryc. 6. Facje i skamienia³oœci raf sarmackich. A — bandston serpulowo-mikrobialitowy z kawern¹ wzrostow¹ z osadem wewnêtrznym na dnie (is), strza³ki wskazuj¹ na rurki serpulidów (Gai Roztotski); B — ma³¿ z rodzaju Obsoletiforma sp.w bandstonie serpulowo-mi-krobialitowym (Bila); C — muszlowiec ma³¿owy zbudowany g³ównie ze skorupek Obsoletiforma sp. (Vikno); D — pow³oka krasnoro-stowa narastaj¹ca na zerodowanej powierzchni wapienia serpulowo-mikrobialitowego (strza³ki) — £ysaków
Ryc. 6. Facies and biota of the Sarmatian reefs. A — serpulid-microbialite boundstone with a growth cavern with internal sediment at the bottom (is), arrowed are serpulid tubes (Gai Roztotski quarry); B — Obsoletiforma sp. bivalve shell in the serpulid-microbialite boundstone (Bila); C — coquina composed mainly of Obsoletiforma sp. shells (Vikno); D — coralline algae crust growing on an eroded surface (arrowed) of the serpulid-microbialite limestone (£ysaków quarry)
Praca wp³ynê³a do redakcji 03.04.2006 r. Akceptowano do druku 20.04.2006 r.
baden Badenian sarmat Sarmatian 5A 5B 5C 5D 1 cm 6A 6B 6C 6D
TOM 54
lNR 5 (MAJ)
l2006
Cena 12,00 z³ (w tym 0% VAT) Indeks 370908
Zdjêcie na ok³adce: Rafa sarmacka ko³o wsi Jaruga (15 km na SE od Kamieñca Podolskiego), po³o¿ona na krawêdzi doliny Dniestru. W latach 80. ubieg³ego wieku wody rzeki zosta³y spiêtrzone przez zaporê w Nowodniestrowsku (oko³o 50 km na wschód) i prawie ca³kowicie zatopi³y wapienie syluru, na których spoczywa rafa. Patrz artyku³ M. Jasionowskiego (str. 445). Fot. B. Studencka
