P#LEO2013 TY N I EC Polskie Towarzystwo Geologiczne Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego Aktualizm i antyaktualizm w paleontologii XXII Konferencja Naukowa Sekcji Paleontologicznej Polskiego Towarzystwa Geologicznego Tyniec, 27-30 września 2013 r. Materiały konferencyjne P#LEO2013 TYNIEC Przewodniczący PROF. DR HAB. M. ADAM GaSIŃSKI Sekretarz mgr Agata Jurkowska Komitet organizacyjny mgr Rafał Damaziak dr Mariusz Kędzierski dr Bogusław Kołodziej dr Michał Stachacz mgr Wojciech Wróblewski Organizatorzy Polskie Towarzystwo Geologiczne Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego Redakcja Mariusz Kędzierski, Bogusław Kołodziej Polskie Towarzystwo Geologiczne Kraków 2013 ISBN 978-83-924869-2-3 Projekt okładki, logo konferencyjnego i zdjęcie na str. 3: Mariusz Kędzierski Skład i łamanie: Mariusz Kędzierski Zdjęcie na okładce: Mariusz Kędzierski Zdjęcie na stronie tytułowej: Michał Stachacz Druk: Drukarnia Delta, ul. W. Żeleńskiego 29, Kraków Wzór sposobu cytowania: Kowalski, J., 2013. Nowy amonit z oksfordu Tyńca. W: Kędzierski, M. i Kołodziej, B. (red.), XXII Konferencja Naukowa Sekcji Paleontologicznej Pobkiego Towarzystwa Geologicznego, „Aktualizm i antyaktualizm w paleontologii”, Tyniec, 27-30.09.2013, Materiały Konferencyjne, Polskie Towarzystwo Geologiczne, Kraków, s. 20-21. Udostępniono na licencji CC-BY-NC-SA 3.0 Polska Polskie Towarzystwo Geologiczne Spis treści Tytułem wstępu... 3 Abstrakty Berkowski, B. — Osobnicze bezdissepimentowe rugozy jako ofiary, gospodarze i epibionty. Kilka przykładów z dolnego dewonu Maroka... 7 Bitner, M.A. — Kenozoiczne ramienionogi Europy: zróżnicowanie i biogeografia ... 8 Bitner, M.A. — Mikrostruktura muszli Terebratulida (Brachiopoda)... 9 Chrząstek, A. — Rekonstrukcja paleośrodowiska górnokredowych zlepieńców idzikowskich na podstawie skamieniałości śladowych (rów Nysy Kłodzkiej, Idzików)... 10 Damaziak, R. — Biostratygrafia i paleoekologia utworów granicznych kredy - paleocenu jednostki skolskiej Pogórza Przemyskiego ... 12 Filipiak, K. & Stachacz, M. — Problem redeponowanej malakofauny w osadach sarmatu na przykładzie odsłonięcia w Zreczu Małym koło Chmielnika ... 13 Filipiak, P. — Palinostratygrafia dolnego famenu z Ruskiego Brodu, Centralne Pole Dewońskie, Rosja ... 14 Gajos, A. &Malata, E. — Zęby ryb w zespołach mikroskamieniałości z wybranych profili Karpat fliszowych ... 15 Gasiński, M.A, Uchman, A. & Wójcik-Tabol, P. — Zakwaszenie wód oceanu jako przyczyna wymarcia otwornic planktonicznych na granicy mastrycht-paleocen: przykład z polskich Karpat... 17 Gęgotek, J. — Aktualizm i antyaktualizm Georgesa Cuviera (1769-1832)... 18 Janiszewska, K. & Stolarski, J. — Ontogeneza bazalnych koralowców w świetle promieni rentgena ... 19 Jerzykiewicz, T. — Oazy Okawango i Sossuvlei (Afryka) jako aktualistyczne modele środowisk życia póznokredowych dinozaurów Pustyni Gobi (Mongolia)... 20 Jurkowska, A., Swierczewska-Gładysz, E., Olszewska-Nejbert, D. & Dubicka, Z. — Występowanie gąbki wapiennej Porosphaera globularis (Phillips, 1829) w osadach kampanu niecki miechowskiej (południowa Polska) i Mielnika (wschodnia Polska)... 22 Kapturkiewicz, D. & Gadowska, K — Efektywność preparacji utworów drobnoziarnistych sekwencji turbidytowej metodami soli glauberskiej i ciekłego azotu oraz wpływ metody dezintegracji na stan zachowania otwornic ... 24 Kędzierski, M. & Leszczyński, S. — Model paleogeograficzny basenu skolskiego pogranicza kampanu i mastrychtu na podstawie zmian w zespołach nannoskamieniałości... 25 Kołodziej, B. — Ewolucja raf... 27 Kozłowska, A. — Bogata fauna retiolitowa (Graptolithina) z Polski... 29 Krawczyński, W. — Małże fameńskie z Kamenki koło Zadońska (Centralne Pole Dewońskie, Rosja)... 30 Król, J. — Późnoeoceńsko-wczesnooligoceńskie biokonstrukcje koralowcowe basenu transylwańskiego (Rumunia): wstępne wyniki... 31 Lach, R., Gale, L., Kriźnar, M. & Novak, M. — Nagromadzenia enigmatycznych permskich liliowców z Dovje (Karawanki, północna Słowenia)... 32 Muszer, J. — Skamieniałości śladowe z formacji ze Szczawna okolic Wałbrzycha (Sudety Środkowe) - wstępne wyniki badań ... 34 Narkiewicz, K — Rewizja konodontowego gatunku Icriodus orri Klapper et Barrick i jego znaczenie dla biostratygrafii eiflu ... 36 Nowicki, Żylińska, A. & Kin, A. — Zastosowanie metod statystycznych i graficznych w analizie zdeformowanych tektonicznie trylobitów z rodziny Ellipsocephalidae Matthew, 1887 z kambru Gór Świętokrzyskich ... 38 Olszewska-Nejbert, D., Swierczewska-Gładysz, E., Bąbel, M., Jacyszyn, A. & Bogucki, A. — Unikatowe stanowisko gąbek cenomańskich na Podolu Pokuckim (zachodnia Ukraina)... 40 Owocki, K — Zmineralizowane biofilmy i inne ślady działalności mikroorganizmów w kościach dinozaurów z kotliny Nemegt (Pustynia Gobi, Mongolia)... 42 Pacyna, G., Zdebska, D., Barbacka, M. & Ziaja, J. — Ewolucja i sukcesja flor towarzyszących szczątkom kostnym i tropom dinozaurów w górnym triasie i dolnej jurze południowej Polski... 44 1 Pisera, A. & Tabachnick, K.R. — Gąbki z rodzaju Laocoetis Pomel, 1872 (Hexactinosida, Craticulariidae): żyjące skamieniałości? ...46 Racki, G. — Uniformitarianizm a katastrofizm - dwie odmienne wizje historii Ziemi? ... 47 Rakociński, M. — Żelaziste mikrobiocenozy w fameńskich skondensowanych wapieniach głowonogowych z Gór Świętokrzyskich ...49 Rakociński, M., Zatoń, M., Filipiak, P. & Krawczyński, W. — Mikrokonchidy jako dominujące organizmy inkrustujące skalne podłoże: przykład z dolnego famenu Centralnego Dewońskiego Pola w Rosji... 50 Rodriguez-Tovar, F.J., Stachacz, M., Uchman, M. & Perez, M.R. — Dolnoordowickie płytkomorskie skamieniałości śladowe z profilu Aldeaquemada, Sierra Morena, południowa Hiszpania ... 51 Salamon, K. — Diageneza kredowych koralowców Scleractinia z okolic Miechowa ... 52 Studencka, B. — Małże Miodoborów: zapis zmian środowiska w Paratetydzie na granicy baden/sarmat... 53 Surmik, D., Boczarowski, A., Pawlicki, R., Balin, K. & Szade, J. — Multiinstrumentalna analiza jakości zapisu kopalnego na przykładzie szczątków gadów morskich środkowego triasu Śląska ... 55 Surmik, D. & Pelc, A. — Gorąca krew płetwojaszczurów - gigantotermia u bazalnych Sauropterygia? ... 57 Szczepaniak, K. — Współwystępowanie inkluzji jako źródło rekonstrukcji paleoekosystemu ... 59 Swierczewska-Gładysz, E. — Gąbki z górnego turonu i dolnego koniaku niecki opolskiej - aktualny stan badań ... 61 Wojtasik, B. — Utrwalone hipotezy naukowe w świetle nowych wyników badań, na przykładzie hipotezy przebiegu zdarzeń w schyłkowym okresie plejstocenu na obszarze Europy Środkowej i Arktyki... 63 Woroncowa-Marcinowska, T. — Powiązanie zjawiska progenezy u goniatytów Balviinae (Prionoceratidae) z globalnymi zdarzeniami w późnym famenie - wstępne wyniki badań ... 64 Wójcik, K. — Biostratygrafia konodontowa pogranicza emsu i eiflu w Górach Świętokrzyskich ... 65 Zatoń, M., Rakociński, M., Filipiak, P. & Krawczyński, W. — Unikatowy zapis wczesnofameńskiego ekosystemu pelagicznego w Górach Świętokrzyskich ... 66 Zdebska, D. & Pacyna, G. — Niezwykłe paprocie drzewiaste z kredy Polski... 67 Złonkiewicz, E. — Skarby Prągowca ... 69 Żylińska, A. & Weidner, T. — Egzotyczne trylobity z wyższego kambru Szwecji... 71 Sesje terenowe Stachacz, M., Jurkowska, A. & Machaniec, E. - Sesja terenowa A. Górna kreda niecki miechowskiej i miocen północnej części zapadliska przedkarpackiego ... 75 Kędzierski, M., Kołodziej, B., Hoffmann, M., Machaniec, E., Stworzewicz, E. & Szulc, J. - Sesja terenowa B. Budowa geologiczna i paleontologia regionu krakowskiego: dolny perm, środkowa i górna jura, górna kreda ... 89 2 Tytułem wstępu "W Tyńcu, w gospodzie "Pod Lutym Turem", należącej do opactwa, siedziało kilku ludzi, słuchając opowiadania wojaka bywalca, któryż dalekich stron przybywszy, prawił im o przygodach, jakich na wojnie i w czasie podróży doznał. Człek był brodaty, w sile wieku, pleczysty, prawie ogromny, ale wychudły [...]. Tuż przy nim za stołem siedział młodzieńczyk o długich włosach i wesołym spojrzeniu Henryk Sienkiewicz, „Krzyżacy”, tom I, rozdział I XXII Konferencja Naukowa Sekcji Paleontologicznej Polskiego Towarzystwa Geologicznego odbywa się w ma- lowniczym Tyńcu, znaczącym najbardziej na zachód wysunięte rubieże Krakowa. Od poprzedniej, krakowskiej edycji konferencji Sekcji Paleontologicznej PTC upłynęło 13 lat. Hasłem bieżącej konferencji jest problematyka związana ze stosowaną często „w ciemno” zasadą aktualizmu, która wyrosła z uniformitarystycznego podejścia do procesów geologicznych głoszonego przez XIX-wiecznych na- turalistów jako opozycja do katastrofizmu. Postęp nauki spowodował, że w początkach XXI w. coraz częściej zda- jemy sobie sprawę z tego, że w historii Ziemi pojedyncze gatunki i całe biocenozy funkcjonowały w niepowtarzalnych konfiguracjach czynników biotycznych i abiotycznych, które mogły znacznie różnić się od współczesnych. Inaczej też niż w XIX w. należy rozumieć koncepcję katastrofizmu w ewolucji życia na Ziemi. W obecnym spotkaniu uczestniczy blisko 50 osób z 16 instytucji. Zgłoszono 30 referatów i 14 posterów obejmu- jących zróżnicowaną tematykę badawczą oraz szeroki zakres wiekowy: od mikropaleontologii po ichnologię i hi- storię paleontologii, od kambru po czwartorzęd. Część zgłoszonych prezentacji w bezpośredni sposób nawiązuje do hasła przewodniego konferencji. Mamy nadzieję, że prezentacje będą pomocne zarówno w zrozumieniu ogra- niczeń stosowania zasady uniformitaryzmu (uniformitarianizmu) w paleontologii i geologii, jak i w doszukiwaniu się we współczesnych ekosystemach i środowiskach sedymentacyjnych bliskich - mimo ograniczeń - analogii dla kopalnych przykładów. Godnym podkreślenia jest liczny, czynny udział młodych badaczy: doktorantów i studen- tów (a nawet licealistki), którzy są autorami bądź współautorami 17 prezentacji. Dziękujemy: Polskiemu Towarzystwu Geologicznemu, Instytutowi Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiel- lońskiego oraz Towarzystwu Doktorantów Uniwersytetu Jagiellońskiego za finansowe wsparcie konferencji, Urzę- dowi Miasta Krakowa za materiały promocyjne oraz Pani Elżbiecie Molendzie z Domu Gości Opactwa Benedyktynów w Tyńcu za pomoc w przygotowaniu konferencji. Komitet Organizacyjny 3 Aktualizm i antyaktualizm w paleontologii Abstrakty P#LEO 2013 TYNIEC Osobnicze bezdissepimentowe rugozy jako ofiary, gospodarze i epibionty. Kilka przykładów z dolnego dewonu Maroka Błażej Berkowski Instytut Geologii, Uniwersytet im. A. Mickiewicza ul. Maków Polnych 16, 61-606 Poznań; e-mail: bbrk@amu.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Małe osobnicze bezdissepimentowe koralowce Rugosa, wy- stępujące w głębszych partiach basenów sedymentacyjnych zaliczane są do tzw. fauny Cyathaxonia sensu: Hill (1938). Biocenozy, w których ta grupa skamieniałości stanowi istotny składnik są znane od ordowiku aż do końca paleozoiku. Za- prezentowane przykłady ścisłych relacji pomiędzy małymi bezdissepimentowymi koralowcami Rugosa oraz innymi gru- pami bezkręgowców pochodzą z ilasto-marglistych warstw emsu pokrywających tzw. kopce Kess-Kess na obszarze Ha- mar Laghdad we wschodnim Anty-Atlasie w Maroku (Ber- kowski, 2008, 2012). Spośród relacji syn vivo, w których swój udział mają osobnicze bezdissepimentowe rugozy najczęstsze są interakcje pomiędzy nimi i koloniami tabulatów oraz li- liowcami (Berkowski & Klug, 2012). W przypadku interakcji z tabulatmi zewnętrzne części szkieletów osobniczych kora- lowców Rugosa stanowią miejsce zasiedlania przez larwy ta- bulatów. Larwy te po zasiedleniu rozwijały się w kolonie masywne (Crenulipora), które z powodu agresji swoich osob- ników (polipów) doprowadzały do wyniszczenia i szybkiej śmierci polipy osobniczych rugozów. W przypadkach inkru- stujących auloporidów reakcje były neutralne (komensalizm). Z badanego obszaru nie są znane interakcje odwrotne, choć przykłady takie były notowane z innych miejsc na świecie (Sorauf & Kissling, 2012). W przypadku zasiedlania szkiele- tów rugozów przez liliowce interakcje pomiędzy nimi były neutralne. Natomiast osobnicze rugozy zasiedlające łodygi li- liowców, będąc elementem obcym, były oblekane przez tkan- kę szkieletową liliowców i mogły egzystować na łodydze aż do śmierci liliowca. Nie zagrażając bezpośrednio życiu liliow- ca, będąc wyżej, wykorzystywały silniejsze prądy przydenne bogatsze w nutrienty. Spośród tego typu biocenoz znane są zarówno pojedyncze osobniki rugozów zasiedlające frag- menty łodyg, jak i „gregaria” złożone z dwóch i więcej osob- ników. Omówione relacje pomiędzy w/w grupami organizmów nie są częste w zapisie kopalnymi i wskazują na nieobligatoryjne interakcje determinowane raczej przez trud- ne do zasiedlenia warunki środowiskowe (otaczający miękki osad i relatywnie niską hydrodynamikę) przez organizmy fi- xosesylne sensu: Neuman (1988). Współczesne biocenozy z udziałem koralowców i liliowców współwystępujących ze sobą w ścisłych relacjach nie są znane. Bibliografia: Berkowski, B., 2008. Palaeontographica Abteilung A, 284: 17-68. Berkowski, B., 2012. Acta Palaeontologica Polonica, 57: 391-400. Berkowski, B. & Klug, C., 2012. Lethaia, 45: 24-33. Hill, D., 1938. A Monograph on the Carboniferous Rugose Corals of Scotland. Part 1. Palaeontological Society of Lon- don, London. 67 pp. Neuman, B.E.E., 1988. Lethaia, 21: 97-114. Sorauf, J.E. & Kissling, D.L., 2012. Geologica Belgica, 15: 220-225. 7 Kenozoiczne ramienionogi Europy: zróżnicowanie i biogeografia P#LEO 2013 TYNIEC M. A. Bitner Instytut Paleobiologii PAN, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa; e-mail: bitner@twarda.pan.pl Ramienionogi, w przeciwieństwie do paleozoiku, gdy do- minowały wśród bentosu, stanowią dziś grupę reliktową (około 110 rodzajów i 380 gatunków). Ich znaczenie i różnico- wanie malało stopniowo począwszy od mezozoiku. W przeci- wieństwie do wielu innych grup bentosu, masowe wymieranie na granicy kreda/paleogen nie miało tak dużego wpływu na faunę ramienionogów, ponieważ wszystkie rzędy, rodziny i rodzaje znane z kredy mają swoich przedstawicieli w trzeciorzędzie, choć znacząco zmalało ich zróżnicowanie gatunkowe. Pierwsze post-mezozoiczne ramienionogi Europy są nieliczne i słabo poznane. Fauna pochodząca z najniższego paleocenu (danu) wykazuje ciągle duże podobieństwo do faun górnokredowych i zawiera nawet gatunki kredowe. Pojawiają się jednak nowe formy, jak nowy rodzaj i gatunek rhyncho- nellida Basiliocostella kambueheli. W eocenie ramienionogi są już częste i zostały opisane z wielu obszarów wykazując duże podobieństwo na obszarze całej Europy, co wynika z sytuacji paleogeograficznej (wysoki poziom morza), sprzyjającej migracji fauny. Dominującą gru- pę stanowią mikromorficzne ramienionogi należące do rodzi- ny Megathyrididae (Argyrotheca, Megathińs). Przedstawiciele krótkopętlowych terebratulidów, rhynchonel- Iidów oraz thecideidów są reprezentowane przez nieliczne ga- tunki. Do gatunków o największym rozprzestrzenieniu należą jednak krótkopętlowe terebratulidy, Gryphus kickxi oraz Te- rebratulina tenuistriata. Choć na poziomie rodzin dominują te same grupy co w kredzie, podobnie jak wiele rodzajów jest tych samych, to eoceńska fauna ramienionogów nie zawiera już żadnych gatunków kredowych. Jedynie dwa gatunki spo- śród występujących w eocenie, Megathiris detruncata i Laca- zella mediterranea, znane są z dzisiejszych wód. Fauny ramienionogów dolnooligoceńskich charakteryzuje znaczny spadek różnicowania gatunkowego. Jest to zapewne związane ze znaczącym zmianami paleogeograficznymi, mię- dzy innymi z początkiem formowania się Paratetydy oraz znacznym ochłodzeniem się klimatu we wczesnym oligoce- nie. Wiele gatunków wymiera, choć pojawiają się też nowe formy, ograniczone tylko do dolnego oligocenu, jak np. Bron- nothyńs subradiata czy Rhynchonellopsis nysti. W późnym oligocenie klimat staje się ponownie ciepły. Choć podobnie jak w eocenie dominują przedstawiciele rodziny Megathyri- didae, reprezentowane są już przez inne gatunki, z wyjątkiem M. detruncata, znanego również z eocenu. Skład taksono- miczny nie tylko na poziomie rodzajowym, ale także gatun- kowym, jest niezwykle podobny do zespołów ramienionogów mioceńskich. Po raz pierwszy pojawiają się Terebratulina re- tusa oraz Megerlia truncata, żyjące również dziś. Fauna ramienionogów mioceńskich jest już bardzo podob- na do faun współczesnych. Podobnie jak wśród paleogeńskich zespołów dominują megathyridy (Megathiris, Argyrotheca, Joania). Gatunek Megerlia truncata, rzadki w górnym oligo- cenie, w miocenie należy do form najliczniejszych. Oprócz rodzajów znanych już z oligocenu, częste są Iingulidy (Lingu- la) i discinidy (Discinisca, Discradisca) oraz mikromorficzne rhynchonellidy z rodzaju Cryptopora. Pojawia się też po raz pierwszy Platidia anomioides. Pomimo dużych zmian pale- ogeograficznych, wynikających z powstania dwóch nowych basenów, tj. Morza Śródziemnego na południu oraz Paratety- dy na północy, fauna ramienionogów jest w obydwu obsza- rach niezwykle podobna, wskazując na istnienie, przynajmniej okresowo, dobrej komunikacji między nimi. Brak thecideida Lacazella mediterranea w Paratetydzie wy- raźnie wynika ze zbyt chłodnego klimatu - Lacazella prefe- ruje warunki subtropikalne do tropikalnych. W pliocenie Paratetyda przestaje istnieć, a w Europie mo- żemy wyróżnić dwie odrębne prowincje biogeograficzne: chłodną prowincję Morza Północnego oraz ciepłą prowincję śródziemnomorską. W prowincji śródziemnomorskiej wystę- pują te same gatunki, co notowane już w miocenie, czy nawet oligocenie, choć niektóre grupy zanikają, jak np. bezzawiaso- we Iingulidy i discinidy, w miocenie znane z wielu wystąpień. Pojawiają się jednak nowe formy, jak rhynchonellid Aphele- sia bipartita czy terebratulidy Ceramisia meneghiniana i Me- gerlia eusticta, które wraz z końcem pliocenu wymierają. Pojawiają się też formy głębokowodne (Dallina, Fallax, Ma- candrevia), które przywędrowały z Atlantyku, gdzie żyją do dziś; nie przeżyły one jednak w Morzu Śródziemnym. Prowincja północna, mając wiele gatunków wspólnych z prowincją śródziemnomorską, wykazuje również znaczące różnice. Rodzaj Glottidia (przedstawiciel bezzawiasowych Iingulidów) występuje jedynie w prowincji północnej, podob- nie jak gatunek Hemithins psittacea (Rhynchonellida) znany dziś z Atlantyku. Krótkopętlowe terebratulidy charaktery- styczne dla tej prowincji to duże, gładkie formy z rodzaju Pliothyńna i Apletosia. Dziś w Morzu Śródziemnym występuje 14 gatunków ra- mienionogów, z których 12 znanych jest już z utworów trze- ciorzędowych. Podobnie jak w całym kenozoiku dominującą grupę stanowią megathyridy, a rhynchonellidy i thecideidy są bardzo rzadkie. 8 Mikrostruktura muszli Terebratulida (Brachiopoda) M. A. Bitner Instytut Paleobiologii PAN, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa; e-mail: bitner@twarda.pan.pl P#LEO 2013 TYNIEC Mikrostruktura muszli ramienionogów, a zwłaszcza możli- wość jej wykorzystania w badaniach taksonomicznych i filo- genetycznych, jest od dawna przedmiotem badań. Systematycznych opracowań doczekały się jednak tylko Rhynchonellida oraz Thecideida. Przedmiotem moich badań była mikrostruktura muszli ko- palnych i współczesnych przedstawicieli czterech nadrodzin rzędu Terebratulida: Terebratuloidea, Dyscolioidea, Cancello- thyridoidea i Platidioidea. Badania te przeprowadzono w oparciu o 43 gatunki należące do 27 rodzajów. Różnice w mikrostrukturze dotyczą liczby warstw, ich grubości, oraz rozmiaru włókien i porów. Terebratulidy, podobnie jak wszystkie ramienionogi zawia- sowe posiadają muszlę zbudowaną z niskomagnezowego kal- cytu, składającą się z dwóch lub trzech warstw mineralnych: mikrogranularnej warstwy pierwotnej, zwykle bardzo cien- kiej, włóknistej warstwy wtórnej oraz trzeciej warstwy pry- zmatycznej, zwykle dużo grubszej niż dwie pozostałe, i występującej tylko u niektórych rodzajów. Muszla terebra- tulidów przebita jest kanałami, zwanymi porami, do których wnikają wypustki płaszcza. Nadrodzina Terebratuloidea to grupa ramienionogów o gładkich muszlach posiadających krótką pętlę. Mikrostruk- tura została zbadana u 10 rodzajów: Terebratula, Acrobro- chus, Liothyrella, Gurlarnella, Gryphus, Dallithyris, Kanakythyris, Stenosańna, Concinnithyris i Meznericsia. Muszla zbudowana z trzech warstw, z których dwie, pierwot- na i wtórna, są cienkie, natomiast trzecia warstwa pryzma- tyczna jest dużo grubsza, występuje u wszystkich tych rodzajów z wyjątkiem Terebratula i Gurlarnella. U tych dwóch rodzajów warstwa trzecia się nie jest wykształcona, a warstwa wtórna jest warstwą dominującą. Nadrodzina Dyscolioidea charakteryzuje się gładką lub de- likatnie żebrowaną muszlą z bardzo krótką pętlą o zaokrąglo- nym i wypukłym w kierunku przednim transverse band. Obserwacje mikrostruktury przeprowadzono u sześciu rodza- jów: Dyscolia, Abyssothyris, Xenobrochus, Securithyris, Lin- guithyris i Ceramisia. Obecność trzeciej warstwy stwierdzono u pięciu z badanych rodzajów; Ceramisia posiada jedynie dwie warstwy. Z wyjątkiem Dyscolia wszystkie badane ro- dzaje charakteryzują się cienką muszlą z bardzo cienkimi warstwami pierwotną i wtórną oraz bardzo grubą warstwą pryzmatyczną. Nadrodzina Cancellothyridoidea to ramienionogi o małych rozmiarach, silnie żebrowane, posiadające krótką pętlę, której wyrostki kruralne u niektórych przedstawicieli są zrośnięte tworząc tzw. pierścień. Mikrostrukturę badano u pięciu ro- dzajów: Terebratulina, Gyrosoria, Disculina, Rugia i Eucala- this. Wszystkie one charakteryzują się muszlą zbudowaną z dwóch warstw, z pierwotnej i wtórnej, gdzie drobnokrysta- Iiczna warstwa pierwotna jest dwa razy grubsza na żebrach niż między nimi. Nadrodzina Platidioidea to ramienionogi o małych i bardzo małych rozmiarach, z dużym otworem nóżkowym i pętlą podpartą przez septum. Mikrostruktura badana była u sześciu rodzajów: Platidia, Annuloplatidia, Amphithyris, Phaneropo- ra, Leptothyrella i Scumulus. Muszla zbudowana jest u nich z dwóch warstw i charakteryzuje się szerokimi porami oraz dużymi rozmiarami włókien warstwy wtórnej. Badania te wykazały, iż mikrostruktura muszli u badanych czterech nadrodzin ramienionogów, choć podobna w więk- szości wypadków, to wykazuje jednak pewne cechy specy- ficzne dla poszczególnych grup, co pozwala na jej użycie jako dodatkowego kryterium przy określaniu pozycji systematycz- nej na poziomie nadrodzin. 9 Rekonstrukcja paleośrodowiska górnokredowych zlepieńców idzikowskich na podstawie skamieniałości śladowych (rów Nysy Kłodzkiej, Idzików) Alina Chrząstek Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Wrocławskiego, Maksa Borna 9, 50-204 Wrocław; e-mail: alina.chrzastek@ing.uni.wroc.pl W górnokredowych zlepieńcach idzikowskich (cf. Wroński 1981; górne warstwy idzikowskie; koniak - ?santon) w rowie Nysy Kłodz- kiej (Idzików), znaleziono bogaty zespól skamieniałości śladowych: Arenicolites isp., Asterosoma isp., Conichnus conicus, Curvolithus simplex, Diplociaterion habichi, D. parallelum, Diplocraterion isp., Gyrochorte isp., IMacanopsis isp., Ophiomorpha nodosa, Ophiomor- pha isp., Palaeophycus tubularis, Rhizocorallium isp., IRhizocoral- lium isp., Skolithos linearis, ITaenidium isp., Thalassinoides suevicus, ? Thalassinoides isp., 1 Zoophycos isp. (Fig. 1). Stwierdzono także, nieoznaczalne, liczne ślady, prawdopodobnie skorupiaków. Znalezione skamieniałości śladowe, pod względem etologicznym na- leżą do różnych kategorii. Przeważają domichnia, domichnia/fodi- nichnia lub fodinichnia, natomiast repichnia i pascichnia są rzadko spotykane. Rów Nysy Kłodzkiej należy do najmłodszych jednostek tekto- nicznych w Sudetach, jego rozwój nastąpił z początkiem koniaku (Don & Don, 1960; Wojewoda, 1997; Don & Gotowała, 2008). Wy- pełniony jest utworami górnej kredy, wieku od późnego cenomanu do ?santonu, które łączą się z ekwiwalentnymi utworami synklino- rium śródsudeckiego. Miąższość utworów górnej kredy w rowie Ny- sy Kłodzkiej, wykształconej jako mułowce, wapienie piaszczyste, spongiolity oraz piaskowce i zlepieńce, wynosi około 350 m (Woje- woda, 1997; Don & Wojewoda, 2005; Don & Gotowała, 2008). Facja, tzw. piaskowców ciosowych pojawia się trzykrotnie w rowie Nysy Kłodzkiej, w późnym cenomanie oraz w środkowym i późnym turo- nie. Są to np., środkowoturońskie piaskowce z Bystrzycy i Długopo- la, stanowiące ekwiwalent piaskowców Progu Radkowa z synklinorium śródsudeckiego. Najmłodsze osady w rowie Nysy Kłodzkiej, tzw. górne warstwy z Idzikowa, wykształcone jako pia- skowce i zlepieńce o miąższości 85 m, należą do koniaku i ?santonu (Wojewoda, 2004). Poniżej występują, zaliczone do koniaku, dolne warstwy idzikowskie (osady piaszczysto - mułowcowe) o miąższości dochodzącej do 600 m (Don & Don, 1960; Jerzykiewicz, 1971). Gór- ne warstwy idzikowskie były badane przez Jerzykiewicza (1971), który opisywał raki Protocallianassa antiqua z okolic Idzikowa oraz Wojewodę i Raczyńskiego (1997), którzy stwierdzili w kamienioło- mie w Idzikowie Ophiomorpha, Thalassinoides, Teichichnus, Skoli- thos oraz ślady ucieczek i koprolity. Piaskowce z wkładkami zlepieńców oraz piaskowce zlepieńcowa- te górnych warstw idzikowskich (cf. Wroński, 1981) odsłaniają się w głównym kamieniołomie, na ścianach o wysokości 8-12 m. W spągu profilu w piaskowcach, stwierdzono skamieniałości ślado- we Curvolithus simplex oraz Gyrochorte isp. Powyżej, zaobserwo- wano bogaty taksonomicznie zespół, w skład którego wchodzą Asterosoma isp., IMacanopsis isp., Ophiomorpha nodosa, Ophio- morpha isp., Palaeophycus tubularis, Rhizocorallium isp., IRhizoco- rallium isp., ITaenidium isp., Thalassinoides suevicus, ? Thalassinoides isp. i ?Zoophycos isp. Zespół skamieniałości ślado- wych jest bardzo ciekawy pod względem ichnotaksonomicznym. Występują także liczne, rzadko spotykane ślady najprawdopodob- niej skorupiaków, część z nich nieoznaczalna. Wyżej przeważają Arenicolites isp., Conichnus conicus, Diplocraterion habichi, D. pa- rallelum, Diplocraterion isp. oraz Skolithos linearis. Stwierdzono także struktury ucieczkowe (fugichnia) oraz liczne koprolity. Utwory te, występujące powyżej piaskowców ze skamieniałościami Curvoli- thus simplex i Gyrochorte isp., można określić jako tempestyty. Wo- jewoda i Raczyński (1997) stwierdzili w tej części profilu warstwowania kopułowe HCS. Powyżej, w zlepieńcach i piaskow- cach zlepieńcowatych, występują Arenicolites isp., Diplocraterion isp., natomiast w stropie profilu odsłoniętego w Idzikowie dominują P#LEO 2013 TYNIEC Fig. 1. A - Asterosoma isp., B - ?Rhizocorallium isp., C - Skolithos linearis, D - Komora skorupiaka, ? Thalassinoides isp. } t , V 10 Ophiomorpha nodosa i Ophiomorpha isp. Wojewoda i Raczyński (1997) opisują w zlepieńcach warstwowania przekątne i żwirowe ripplemarki falowe, a piaskowce zlepieńcowate interpretują jako osad przybrzeżnych nasypów typu rew. Znalezione w odsłonięciu w Idzikowie skamieniałości śladowe należą do ichnofacji Skolithos oraz ichnofacji Cruziana, które cha- rakterystyczne są dla płytkomorskich osadów (Frey & Seilacher, 1980; MacEachern et al., 2007, 2012; Buatois & Mangano, 2011). Skamieniałości śladowe odsłonięte w najniższej części profilu repre- zentowałyby ichnofację Cruziana. Powyższy zespół wskazywałby na dystalne dolne przybrzeże (distal lower shoreface) oraz górne od- brzeże (upper offshore). Według zintegrowanego modelu ichnolo- giczno-sedymentologicznego (Pemberton et al., 2012), dolne przybrzeże dzielone jest na proksymalne, położone powyżej podsta- wy falowania i reprezentowane przez dystalną ichnofację Skolithos oraz dystalne, położone poniżej podstawy falowania, charakteryzo- wane przez proksymalnę ichnofację Cruziana. Dla górnego odbrzeża typowa jest ichnofacja Cruziana (archetypal Cruziana ichnofacies). Według Pembertona et al. (2012) Gyrochorte isp. typowe jest dla odbrzeża i dystalnego dolnego przybrzeża, natomiast Curvohthus simplex charakterystyczny jest dla górnego odbrzeża (Buatois & Mangano, 2011). Na podstawie skamieniałości śladowych można stwierdzić, że prawdopodobnie najniższa część profilu odsłoniętego w Idzikowie powstawała w środowisku górnego obrzeża po dystalne dolne przybrzeże (archetypal - proximal Cruziana ichnofacies). Wo- jewoda (inf. ustna) interpretuje te utwory jako osad przybrzeżnych nasypów. Występujące powyżej w profilu Asterosoma isp., Ophiomorpha nodosa, Ophiomorpha isp., Palaeophycus tubularis, Thalassinoides isp., Rhizocorallium isp., ?Rhizocorallium isp., ITaenidium isp. i 1 Zoophycos isp., są charakterystyczne dla dystalnego dolnego przybrzeża (Pemberton et al., 2001, 2012; Buatois & Mangano, 2011). Część skamieniałości śladowych może występować także w górnym odbrzeżu (Pemberton et al., 2001; 2012). Według modeli ichnologicz- nych, Thalassinoides jest wskaźnikowy dla dolnego przybrzeża - górnego odbrzeża (Pemberton et al., 2001, 2012). Bann i Fielding (2004) oraz Bann et al. (2004) wymieniają Asterosoma, Palaeophy- cus, Rhizocorallium, Taenidium, Thalassinoides, Zoophycos ze śro- dowiska dolnego przybrzeża/górnego odbrzeża. Na podstawie skamieniałości śladowych można stwierdzić, że niższa część profilu, bardzo bogata w skamieniałości śladowe, mogła powstawać w śro- dowisku dolnego przybrzeża/górnego odbrzeża, między normalną a sztormową podstawą falowania, dla którego typowa jest ichnofacja Cruziana (archetypal - proximal Cruziana ichnofacies). Skamieniałości śladowe, które występują powyżej w profilu, Are- nicohtes isp., Conichnus conicus, Diplocraterion habichi, D. paralle- lum, Diplocraterion isp., Skolithos linearis wskazują na proksymalne dolne przybrzeże (proximal lower shoreface), które charakteryzuje dystalna ichnofacja Skolithos (distal Skolithos ichnofacies) oraz środkowe przybrzeże (middle shoreface), dla którego typowa jest ichnofacja Skolithos (archetypal Skolithos ichnofacies) (Bann & Fiel- ding, 2004). Arenicolites, Conichnus, Diplocraterion, Ophiomorpha, Skolithos dominują w środkowym przybrzeżu (Pemberton et al., 2001, 2012). Dla środkowego przybrzeża charakterystyczne są rów- nież struktury ucieczkowe (Buatois & Mangano, 2011). Reasumując, występujące w dolnej części odsłonięcia tempestyty powstawałyby w środowisku górnego odbrzeża po środkowe przy- brzeże. W leżących powyżej piaskowcach zlepieńcowatych oraz zlepień- cach dominowały Ophiomorpha nodosa i Ophiomorpha isp., nato- miast Arenicolites isp. oraz Diplocraterion isp. były rzadziej spotykane. Według Pembertona et al. (2012) Ophiomorpha występu- je od górnego odbrzeża po górne przybrzeże, przy czym jest typowa dla środkowego przybrzeża. Może występować także na plaży ze- wnętrznej (foreshore) (Curran, 1985; Pemberton et al., 2001; 2012; Buatois & Mangano, 2011; Mayoral et al., 2013). Arenicolites i Diplocraterion są charakterystyczne dla środkowe- go i górnego przybrzeża (Bann & Fielding, 2004), ale opisywane są także z niskoenergetycznego środowiska (plaży zewnętrznej - fore- shore) (Pemberton et al., 2001, 2012). Najbardziej prawdopodobne środowisko sedymentacji dla opisywanej części profilu to środkowe przybrzeże po plażę zewnętrzną (archetypal Skolithos ichnofacies). Reasumując zespół skamieniałości śladowych należy do ichnofacji Skolithos (distal Skolithos - archetypal Skolithos ichnofacies), która charakterystyczna jest dla płytkomorskiego środowiska o średniej lub wysokiej energii, powyżej podstawy falowania oraz do ichnofacji Cruziana (proximal Cruziana - archetypal Cruziana ichnofacies), charakterystycznej dla pełnomorskiego, niskoenergetycznego środo- wiska, pomiędzy normalną a sztormową podstawą falowania (Ma- cEachern et al., 2012). Twórcami śladów były głównie organizmy zawiesinożerne (ichnofacja Skoliothos) oraz zawiesinożerne i osa- dożerne (ichnofacja Cruziana) (porównaj Pemberton et al., 2001; 2012). Od spągu do stropu obserwujemy przejście od środowiska górnego odbrzeża/dystalnego dolnego przybrzeża do środowiska proksymalnego dolnego przybrzeża/środkowego przybrzeża, a na- stępnie górnego przybrzeża oraz plaży zewnętrznej. Rekonstrukcja środowiska sedymentacji na podstawie skamieniałości śladowych potwierdza interpretacją sedymentologiczną Wojewody i Raczyń- skiego (1997). Wojewoda (informacja ustna), dwukrotnie w profilu stwierdził zespół facji typowych dla płytkiej strefy przybrzeżnej (tempestyty przejściowe i proksymalne, nasypy piaszczyste typu rew, strefę zmywu, plażę wewnętrzną) oraz w najwyższej części profilu deltę. Badania ichnologiczne, oparte na wielu nowych, nie- znanych do tej pory ichnotaksonach pozwoliły na uściślenie warun- ków sedymentacji i rekonstrukcji paleośrodowiska podczas depozycji górnych warstw idzikowskich. Bibliografia: Bann, K. L. & Fielding, C. R., 2004. W: Mcllroy, D. (ed.), Geological Society, Special Publication, 228: 273-310. Bann, K. L. et al., 2004. W: Mcllroy, D. (ed.), Geological Society, Special Publication, 228: 179-211. Buatois, L. A. & Mangano, M. G., 2011. Ichnology: Organism-sub- strate interactions in space and time. Cambridge University Press. Curran, H. A., 1985. W: Curran, H. A. (ed.), SEPM, Special Publica- tion, 35: 261-276. Don, B. & Don, J., 1960. Acta Geologica Polonica, 10: 71-106. Don, J. & Gotowała, R., 2008. Geologica Sudetica, 40: 51-63. Don, J. & Wojewoda, J., 2005. Przegląd Geologiczny, 53: 212-221. Frey, R. W. & Seilacher, A., 1980. Lethaia, 13: 183-207. Jerzykiewicz, T., 1971. Acta Geologica Polonica, 21: 165-199. MacEachern, J. A. et al., 2007. W: Miller, III, W. (ed.), Trace Fossils. Concepts, Problems, Prospects: 52-77, Elsevier. MacEachern, J. A. et al., 2012. W: Knaust, D. & Bromley, R. G. (eds.), Developments in Sedimentology, 64: 103-138, Elsevier. Mayoral, E. et al., 2013. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Pala- eoecology, 381-382: 47-66. Pemberton, S. G. et al., 2001. Geological Association of Canada, Shourt Course Notes, St. John’s, Newfoundland, 15. Pemberton, S. G. et al., 2012. W: Knaust, D. & Bromley, R. G. (ed.), Developments in Sedimentology, 64: 563-603, Elsevier. Wojewoda, J., 1997. W: Wojewoda, J. (ed.), Obszary źródłowe. Zapis w osadach. VI Krajowe Spotkanie Sedymentologów, 26-28.09.1997 Lewin Kłodzki, 81-96. Wojewoda, J., 2004. W: Muszer, J. (ed.), Zapis paleontologiczny jako wskaźnik paleośrodowisk. XIX Konferencja Naukowa Paleobiolo- gów i Biostratygrafów PTG, 16-18.09.2004, Wrocław, 95-96. Wojewoda, J & Raczyński, P. 1997. W: Wojewoda, J. (ed.), Obszary źródłowe: zapis w osadach. VI Krajowe Spotkanie Sedymentologów, Lewin Kłodzki 26-28.09.1997, 125-128. Wroński, J. 1981. Szczegółowa mapa Sudetów, arkusz Bystrzyca Kłodzka. Państwowy Instytut Geologiczny, Wydawnictwa Geolo- giczne, Warszawa. 11 Biostratygrafia i paleoekologia utworów granicznych kredy-paleogenu jednostki skolskiej Pogórza Przemyskiego Rafał Damaziak Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: rafal.damaziak@gmail.com P#LEO 2013 TYNIEC Badane zagadnienie obejmuje jedno z największych i naj- bardziej znaczących wymierań w dziejach Ziemi - wymiera- nie na granicy kreda-paleogen. Granica ta została precyzyjnie wyznaczona w wielu miejscach na świecie jak w El Kef, Tunezja (Keller et al., 1995), w Pirenejach (Apella- niz et al, 1997), w Caravaca, Hiszpania (Kaiho & Lamolda, 1999) i w wielu innych lokalizacjach w oparciu o wyniki ana- liz mikropaleontologicznych występowania otwornic plank- tonicznych oraz bentonicznych, a także nanoplanktonu wapiennego, małżoraczków, bruzdnic, pyłków i sporów roślin w osadach głębokomorskich. Najbardziej znaczące okazały się otwornice planktoniczne i bentoniczne, które także zostały zi- dentyfikowane w jednostce skolskiej rejonu Rzeszowa (Ga- siński & Uchman, 2009, 2011). Na podstawie bardzo dobrze zachowanych oraz zróżnicowanych gatunkowo otwornic planktonicznych i bentonicznych zawężono interwał wystę- powania granicy kreda-paleogen do miąższości 40 cm. Inne prowadzone badania w tym zakresie w Europie środkowej pozwoliły zawęzić położenie granicy kreda-paleogen na Mo- rawach do około 1 metra w oparciu o otwornice, dinocysty, radiolarie i nanoplankton wapienny (Bubik et al., 1999, 2002), natomiast na podstawie otwornic i nanoplanktonu wapienne- go w Rumunii do kilkudziesięciu metrów (Melinte, 1999; Chi- ra et al., 2009). Krótka historia badań biostratygraficznych jednostki skol- skiej jednoznacznie wskazuje na jej wysoki potencjał badaw- czy. Daje możliwości przedstawienia pierwszych kompleksowych analiz mikrofauny otwornicowej, zapropo- nowanie lokalnej zonacji biostratygraficznej, przeprowadze- nie analizy paleośrodowiskowej, jak i wykonanie korelacji z sąsiadującymi basenami. Jednym z najbardziej nowator- skich aspektów prowadzonych badań jest analiza Iateralnej zmienności zespołów otwornicowych w zależności od pale- obatymetrii basenu skolskiego. Prowadzone w regionie Pogórza Przemyskiego badania mają na celu precyzyjną identyfikację granicy kreda-pale- ogen jednostki skolskiej; wykonanie szczegółowej analizy mi- kropaleontologicznej w oparciu o zespoły otwornic planktonicznych i bentonicznych; przeprowadzenie analizy paleoekologicznej i biostratygraficznej utworów granicy kre- da-paleogen oraz interpretacje zmian środowiskowych i fau- nistycznych przed jak i po wymieraniu późnokredowym; wykazanie zastąpienia późnokredowych gatunków otwornic bentonicznych zespołami wczesnopaleogeńskimi; korelacje poziomów biostratygraficznych ze standardowymi pozioma- mi oraz korelacje stratygraficzną jednostki skolskiej Pogórza Przemyskiego z sąsiadującymi basenami (wschodnia Lubelsz- czyzna, jednostka podśląska), a także korelacje oraz analizę paleoekologiczną z bardzo dobrze opracowanymi europejski- mi odsłonięciami we Włoszech, Hiszpanii, Czechach oraz Rumunii. Maceracja i szlamowanie próbek prowadzona jest przy wykorzystaniu standardowej metody dezintegracji skały przy użyciu soli glauberskiej oraz nowej metody wykorzystującej ciekły azot (Remin et al., 2012), Nowa metoda pozwala znacznie zredukować czas dezintegracji próbki do dwóch go- dzin, nie uszkadzając przy tym delikatnych szkieletów otwor- nic. Bibliografia: Apellaniz, E. et al., 1997. Bulletin de Ia Societe geologique de France, 168: 783-193. Bubik, M. et al., 1999. Geologica Carpathica, 50: 33-48. Bubik, M. et al., 2002. Geologickie vyzkumy na Morave a ve Slezsku v roce 2001:18-22. Chira, C.M. et al., 2009. Berichte Geol. B., 78-RECCCE Workshop, Gams (25-28.04.2009), 8. Gasiński, M.A. & Uchman, A., 2009. Geologica Carpathica, 60: 283-294. Gasinski, M.A. & Uchman, A., 2011. Geologica Carpathica, 62: 333-343. Kaiho, K. & Lamolda, M.A., 1999. Geology, 27: 355-358. Keller, G. et al.,1995. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 119: 221-254. Melinte, M.C., 1999. Acta Palaeontologica Romaniae, 2: 269-273. Remin, Z. et al., 2012. Marine Micropaleontology, 86-87: 11-14. 12 Problem redeponowanej malakofauny w osadach sarmatu na przykładzie odsłonięcia w Zreczu Małym koło Chmielnika Katarzyna Filipiak & Michał Stachacz Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: katarzyna.filipiak@uj.edu.pl; michal.stachacz@uj.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Wychodnie tzw. sarmatu detrytycznego (formacja z Chmielnika) tworzą nieciągły pas wychodni wzdłuż połu- dniowych stoków Gór Świętokrzyskich, od okolic Pińczowa na zachodzie po Sandomierz na wschodzie (Rutkowski, 1976). Skały są zróżnicowane, dominują wapienie organodetrytycz- ne o różnych frakcjach oraz piaski z przewarstwieniami żwi- rów, rzadziej zlepieńce złożone z dużych bloków wapieni i innych skał. Fauna o znaczeniu stratygraficznym, pochodzą- ca z detrytycznych osadów sarmatu tego obszaru, była tema- tem wielu publikacji. Na podstawie tych badań detrytyczne osady środkowego miocenu zaliczono do sarmatu dolnego i uznano za nadkład sarmackich iłów krakowieckich. Wza- jemny stosunek iłów krakowieckich do sarmatu detrytyczne- go nie został jednak do końca wyjaśniony. Detrytyczne osady odsłaniające się pomiędzy Chmielni- kiem a Staszowem zaliczone zostały przez Łuczkowską (1964) głównie do poziomu Anomalinoides dividens, czyli najniższe- go sarmatu. Skały te zawierają jednak dużą liczbę redepono- wanych skamieniałości otwornic, malakofauny i krasnorostów badeńskich. Czapowski i Studencka (1990) stwierdzili w rejonie Chmielnika dobrze zachowane skamieniałości mięczaków, uznanych przez nich za sarmackie. W skałach sarmatu detry- tycznego zostały tu wydzielone dwa poziomy sarmatu: dolny, Mactra eichwaldi - Plicatiforma praeplicata pseudoplicata oraz górny, Mactra eichwaldi - Plicatiforma plicata (Studenc- ka, 1999). Jednakże małże te występują również w skałach badenu (zob. Jakubowski & Studencka, 1996). Według Du- dziaka i Łaptasia (1991) nanoplankton wapienny wskazuje natomiast, że detrytyczne utwory są wieku badeńskiego, a Radwański (1973) wyraził wątpliwość w obecność sarmatu w Polsce, traktując utwory sarmatu detrytycznego za osady najwyższego badenu. W piaskach z przewarstwieniami żwirów w Zreczu Małym stwierdzono występowanie bardzo licznych ślimaków i mał- żów, a ponadto kolonie mszywiołów i zabradowane rodoidy. Ślimaki i małże cechują się bardzo różnym stanem zachowa- nia, od połamanych i podrążonych fragmentów muszli, po muszle małżów o nierozłączonych skorupach i muszle z pier- wotnym ubarwieniem. Wśród ślimaków najliczniej występuje Granulolabium bicinctum, którego muszle są zazwyczaj nie- zabradowane, rzadziej zabradowane w różnym stopniu. Wy- jątkowo dobrze zachowane są okazy Neritina pieta, których muszle cechuje zachowane pierwotne, wzorzyste ubarwienie. Ponadto stwierdzono następujące ślimaki o różnym stopniu zabradowania muszli: Turritella spp., Ancilla sp., Conus sp., ? Turbo sp., ?Charonia sp. i wiele innych gatunków, których dotychczas nie oznaczono. Wśród małżów, dobrym stanem zachowania wyróżniają się formy cienkoskorupowe: Plicati- forma praeplicata, który został stwierdzony z nierozłączony- mi skorupami muszli i Mactra eichwaldi o niezabradowanej muszli. Ponadto stwierdzono w różnym stopniu zabradowane muszle: Glans (Centrocardita) rudista, Glycimeris sp., Corbu- la (Varicorbula) gibba oraz Pectenidae. Poza mięczakami stwierdzono również dobrze zachowane muszle ramieniono- gów Terebratula styraca. Dobrze zachowane ślimaki i małże o nierozłączonych sko- rupach są zwykle uważane za równowiekowe z osadem, pod- czas gdy muszle zabradowane są traktowane jako znajdujące się na wtórnym złożu. Należy jednak zwrócić uwagę, że większość materiału ziarnistego w tzw. Sarmacie detrytycz- nym pochodzi z erozji starszych osadów badeńskich, a nawet skał mezozoicznych i paleozoicznych. Zespoły mięczaków i innych organizmów Paratetydy, typowych dla przeciętnego morskiego zasolenia, są powszechnie uważane za badeńskie, podczas gdy zespoły euryhalinowe za typowe dla brakicznych środowisk sarmatu. Jednakże poza zasoleniem istnieje szereg czynników determinujących występowanie fauny, takich jak tempo depozycji osadu i jego erozja. Ponadto, rozróżnianie skamieniałości równowiekowych z osadem od tych redepo- nowanych ze skał starszych jest trudne w klastycznych ska- łach deponowanych w środowisku o dużej i zmiennej energii. Nie ma wątpliwości co do występowania in situ małżów 0 nierozłączonych skorupach i niektórych niepołamanych 1 niezabradowanych muszli cienkoskorupowych małżów. Okazy zabradowane w różnym stopniu mogą natomiast po- chodzić ze zerodowanych skał badenu, jak i z redeponowane- go wielokrotnie osadu sarmackiego. Sarmat detrytyczny miejscami zawiera niemal wyłącznie materiał redeponowany ze skał badenu, a nagromadzenia fauny równowiekowej z osadem mają charakter allochtoniczny i zawierają częścio- wo zabradowane okazy. Wyznaczanie granic stratygraficz- nych na podstawie bentonicznej malakofauny może zatem prowadzić do mylnych interpretacji. Dokładna stratygrafia dyskutowanych osadów detrytycznych nie jest w rzeczywi- stości możliwa, a wyznaczone poziomy biostratygraficzne powinny być traktowane jako ekozony (cf. Piller & Harzhau- ser, 2005). Ewentualne badania skał detrytycznych miocenu i ich malakofauny, która jest silnie przywiązana do facji, po- winny zatem być ukierunkowane na analizę paleośrodowiska, a nie na stratygrafię. Bibliografia: Czapowski, G. & Studencka, B., 1990. Przegląd Geologiczny, 38:117-127. Dudziak, J. & Łaptaś, A., 1991. Bulletin de IAcademie Polo- naise des Sciences, Ser. Sci. Terre, 39: 55-56. Jakubowski, G. & Studencka, B. 1996. Typ Mollusca, Groma- da Bivalvia Linnaeus, 1758 (Buonanni, 1681). W: Malinow- ska, L. & Piwocki, M. (ed.), Budowa Geologiczna Polski, Atlas skamieniałości przewodnich i charakterystycznych, część 3a. Łuczkowską, E., 1964. Prace Geologiczne PAN, 20, 72 pp. Piller, W.E. & Harzhauser, M., 2005. Terra Nova,17: 450-455. Radwański, A., 1973. Acta Geologica Polonica, 23: 375-434. Rutkowski, J., 1976. Prace Geologiczne PAN, 100, 77 pp. Studencka, B.,1999. Geological Quarterly, 43: 467-477. 13 Palinostratygrafia dolnego famenu z Ruskiego Brodu, Centralne Pole Dewońskie, Rosja Paweł Filipiak Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: pawel.filipiak@us.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Analizom palinologicznym poddano próbki z fameńskiej części profilu z Ruskiego Brodu. Odsłonięcie to znajduje się na północny-zachód od Woroneża, na obszarze Centralnego Pola Dewońskiego w Rosji. Materiał do analiz pobrano głównie z osadów węglano- wych (muszlowce ramienionogowe) zawierających ilaste przeławicenia. Cechy tafonomiczne i upakowanie fauny sko- rupowej w analizowanych muszlowcach świadczą o genezie sztormowej. Uzyskany zespół mikroflorystyczny zdominowa- ny jest przez mikroskamieniałości pochodzenia lądowego z niewielkim dodatkiem pozostałości organicznej pochodzenia wodnego. Liczne miospory reprezentowane są przez zróżnico- wany taksonomicznie zespół z przewodnimi i charaktery- stycznymi taksonami dla wczesnofameńskiej zony CZ (Cyrtospora cristifera-Diaphanospora zadonica) (Avkhimo- vitch et al., 1993). W zespole odnotowano takie istotne dla palinostratygrafii taksony jak: Bulbosisporites volgogradicus, Chelinospora lepida, Corbulispora vimineus, Cyrtospora cry- stifera, Converrucosisporites curvatus, Cristatisporites trivia- lis, Crumenaspońtes monosaccus, Diaphanospora macrovarius, D. zadonica, Diducites radiatus, Geminospora notata var. macrospinosus, G. vasjamica, Grandispora subsu- ta, Hystricosporites pleiomorphus, Kedosporis evlanensis czy Tergobulasporites immensus. Szczególnie wartościowym było odnotowanie licznego wystąpienia Tergobulasporites immen- sus, co pozwoliło na wyznaczenie podzony Za (Convolutispo- ra zadonica), stanowiącej górną część poziomu CZ (Avkhimovitch et al., 1993). Co ważne, dane te posiadają do- brą kontrolę faunistyczną. Oznaczone konodonty z tego profi- lu wskazują na równowiekowy poziom crepida dla mikroflorystycznej zony CZ. Na uwagę zasługuje także doskonały stan zachowanej mi- kroflory. Efektem tego jest rozpoznanie dodatkowej we- wnętrznej warstwy egzyny, nieuwzględnianej dotychczas w budowie takich taksonów jak Tergobulasporites immensus czy Crumenasporites monosaccus. Fitoplankton występuje nielicznie, wręcz śladowo. Akritar- chy i prazynofity reprezentowane są przez: Chomotriltes ve- dugensis, Hemiruptia sp., Leiospharidia spp. i Lophosphaeridium spp. W pozostałości organicznej odnoto- wano ponadto obecność tkanek roślinnych oraz częste skole- kodonty. Zaobserwowany tutaj procentowo niewielki udział fitoplanktonu charakterystyczny jest dla facji bliskiego brzegu (Tyson, 1995). Przeprowadzone wstępne analizy palinologiczne pozwoliły na ustalenie wieku badanych osadów, określenie warunków paleośrodowiskowych oraz potwierdziły obecność poziomu CZ na tym obszarze badań (Filipiak & Zbukova, 2006). Niniejsze badania zostały zrealizowane dzięki grantowi NCN nr 2011/01/B/STl0/00576. Bibliografia: Avkhimovitch, V.I. et al., 1993. Bulletin des Centres de Re- cherche Exploration-Production Elf Aquitaine, 17: 79-147. Filipiak, P. & Zbukova, D. 2006. Review of Palaeobotany and Palynology, 138:109-120. Tyson, R.V., 1995. Sedimentary organie matter. Organie facies and palynofacies. Chapman and Hall, London, 615 pp. 14 Zęby ryb w zespołach mikroskamieniałości z wybranych profili Karpat fliszowych Anna Gajos & Ewa Malata Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: ewa.malata@uj.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Basen Karpat zewnętrznych podzielony był na kilka mniej- szych, wydłużonych basenów, które wykazywały w ciągu swego istnienia lepsze lub gorsze połączenie z pozostałą czę- ścią Oceanu Tetydy. Cechy te sugerują, że był zbiornikiem morskim, w którym istniały warunki do rozwoju ryb. Liczne skamieniałości ryb w polskich Karpatach zewnętrznych (fli- szowych) pochodzą głównie z oligoceńskich warstw menilito- wych (Jerzmańska & Kotlarczyk, 1968; Kotlarczyk et al., 2006). W przypadku starszych utworów w zespołach mikro- fauny otwornicowej spotyka się nieliczne ichtiolity ryb (z ang. Ichthyolith). Praca opiera się na zbiorze 215 mikrozębów pochodzących z utworów od dolnej kredy do oligocenu oraz dolnego mioce- nu, z różnych jednostek tektonicznych i Iitostratygraficznych Karpat zewnętrznych. Okazy mikrozębów wybrane zostały z zespołów mikrofauny otwornic o określonej pozycji straty- graficznej. Przyjęto więc założenie, że zęby te reprezentują taki wiek jak zespoły otwornic, w których występowały. Do opisu cech morfologicznych mikrozębów wykorzystano system CUIIS (The Code Utilitarian Ichthyolith Identification System) wprowadzony przez Doyle’a et al. (1974) w celu pra- widłowego sposobu identyfikacji pozostałości po rybach ta- kich jak np. zęby czy łuski ryb, kiedy dwuimienna nomenklatura Linneuszowska nie może być zastosowana. W celu uwzględnienia nowych podtypów, system ten przez lata był modyfikowany i udoskonalany (np. Doyle & Riedel, 3 * apex tooth cap or crown tooth base transverse line region between the filine and outline tooth cap or tooth base base region between inline & outline flanged occlusal crest Fig. 1. Schematyczne przedstawienie zarysu budowy zębów wraz podanymi głównymi terminami zawartymi w kluczu CUIIS: 1 - ząb trójkątny z wbudowanymi kanałami, które mogą sięgać od podstawy nawet do wierzchołka; 2 - ząb zakrzywiony; 3 - ząb z ang. flanged occlusal crest (Johns et al., 2005). 15 1979, 1985; Tway, 1979; Johns et al., 2005). System CUIIS ko- rzysta z liter i cyfr, które kodują najważniejsze cechy morfo- logiczne zachowanych ichtiolitów. Do opisu mikrozębów w przedstawionej pracy posłużono się głównie nomenklaturą w języku angielskim ze względu na brak polskich właściwych odpowiedników (Fig. 1). Charakteryzację ichtiolitów należy rozpocząć od określenia odpowiedniego typu, czyli wyznaczyć kształt (krok A) oraz opisać zarys (outline) i wierzchołek (crown) (krok B), by na- stępnie przejść do oznaczenia odpowiedniego podtypu. Jednym z głównych problemów na jaki natrafiono podczas oznaczania badanego materiału z Karpat zewnętrznych były uszkodzenia okazów. Zdarzają się one często blisko linii po- przecznej (z ang. transverse line; Fig. 1.1) przez co identyfika- cja niektórych okazów była w znacznym stopniu utrudniona. Ze względu na podobieństwo morfologiczne, badane mi- krozęby zostały zaklasyfikowane do pięciu większych grup morfologicznych, wśród których wyróżniono: mikrozęby gru- py Elasmobranch (rodzina Squalidae oraz rząd Hexanchoidei; elasmobranch teeth), trójkątne z kanałem (triangular teeth with canal), trójkątne z „kołnierzem” (triangular flanged te- eth) i stożkowe (cone teeth). Różnice pomiędzy grupami mo- gą wynikać ze zróżnicowania taksonomicznego fauny, z której pochodzą mikroszczątki. W poszczególnych jednostkach Karpat zewnętrznych za- obserwowano podobieństwa zachowanych mikrozębów za- równo w odniesieniu do morfologii jak i do pozycji stratygraficznej. Wszystkie dotychczas skatalogowane ich- tiolity zaklasyfikowano do jednego wspólnego typu a9/b(l,5,8,12). Są to zęby w przybliżeniu trójkątne lub stożko- we, z prostą lub lekko zakrzywioną osią, bez wyraźnie zazna- czonych zagięć kątowych. W okresie wczesna kreda-wczesny oligocen występują głównie formy morfologiczne należące do grupy Elasmo- branch teeth, zębów z „kołnierzem” (triangular flanged teeth) oraz zębów z wewnętrznym kanałem (triangular teeth with canal); wśród Elasmobranch teeth rodzina Squalidae liczniej reprezentowana jest w okresie eocen-oligocen. W wyższym oligocenie oraz miocenie mikrozęby starszej fauny pomału zastąpione zostały przez zęby stożkowe pro- mieniopłetwych, doskonałokształtnych (Actinopterygii teeth, teleostei). W wyższym oligocenie oraz miocenie zaznacza się natomiast mniejsze zróżnicowanie morfologiczne występują- cych form mikrozębów. Wyniki te są zgodne z badaniami ichtiofauny karpackiej. W oligocenie w polskich Karpatach zewnętrznych odnajdywane są głównie szkielety ryb należą- cych do promieniopłetwych, doskonałokształtnych (Bieńkow- ska-Wasiluk, 2010). Są również zgodne z badaniami prowadzonymi u zachodnich wybrzeży Kanady przez Johns et al. (2005), gdzie występowanie form stożkowych stwierdzono od wyższej części paleogenu. W skład budowy chemicznej mikrozębów w badanych jednostkach wchodzi głównie fosfo- ran wapnia, jako pierwotny budulec. Brak znaczących różnić w składzie chemicznym mikrozębów z poszczególnych jedno- stek, może wskazywać na panujące podobne warunki fizyko- chemiczne w poszczególnym basenach Karpat zewnętrznych. Wyraźna zmiana w zespole mikrozębów w okresie oligo- cen-miocen wiąże się najprawdopodobniej z ponadregional- nymi wydarzeniami tektonicznymi we wczesnym oligocenie, które przyczyniły się do przekształcenia basenu Karpat ze- wnętrznych w izolowany zbiornik morski, o ograniczonej cyrkulacji wód, wypełniony osadami bogatymi w materię or- ganiczną. Najprawdopodobniej wpływ miały także globalne zmiany klimatyczne na granicy eocen/oligocen. Bibliografia: Bieńkowska-Wasiluk, M., 2010. Acta Geologica Polonica, 60: 479-533. Doyle, P.S. et al., 1974. W: Davies, T.A., Luyendyk, B.P., et al. (eds.), Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 26: 825-905. Doyle, P.S. & Riedel, W.R., 1979. SIO Reference Series, No. 79-16, Scripps Institution of Oceanography, University of California: 231 pp. Doyle, P.S. & Riedel, W.R., 1985. W: Bolli, H.M. et al., (eds.), Plankton Stratigraphy, Cambridge University Press: 965-995, Jerzmańska A. & Kotlarczyk J., 1968. Annales Societatis Geo- logorum Poloniae, 37: 39-61. Johns, M.J. et al., 2005. Palaeontologia Electronica. Kotlarczyk, J. et al., 2006. Annales Societatis Geologorum Po- loniae, 76:1-111. Tway, L.E., 1979. Micropaleontology, 25:151-159. 16 Zakwaszenie wód oceanu jako przyczyna wymarcia otwornic planktonicznych na granicy mastrycht-paleocen: przykład z polskich Karpat M. Adam Gasiński, Alfred Uchman & Patrycja Wójcik-Tabol Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: adam.gasinski@uj.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Analizie mikropaleontologicznej poddano próbki pobrane z interwału o miąższości 1 m poniżej granicy mastrycht-pa- leocen z profilu Bąkowiec (Gasiński & Uchman, 201 la, 201 lb) w jednostce skolskiej. Mikrofauna, w większości otwornice planktoniczne, była bardzo liczna oraz bardzo do- brze zachowana, w próbkach datowanych na późny ma- strycht (poziom Abathomphlaus mayaroensis), poza najwyższym interwałem w profilu. W próbkach z tego inter- wału zespół głębokowodnych otwornic aglutynujących (DWAF) nie wykazuje żadnych zmian na granicy, jak też otwornice planktoniczne i bentoniczne wapienne są bardzo nieliczne i źle zachowane. W całym badanym profilu możemy wyróżnić 2 zespoły otwornic planktonicznych: pierwszy, w środkowej części profilu i drugi 20 cm poniżej najwyższej jego części. Zespół pierwszy jest zdominowany przez bardzo drobne epipelagiczne okazy (stadia juwenilne?) z rodzajów: Heterohelix, Globigerinelloides, Hedbergella, co mogłoby wskazywać na nieudaną próbę kolonizacji kolumny wody (r- strategia). Mogło to nastąpić po wyraźnej poprawie natlenie- nia, na co wskazują skamieniałości śladowe i chemiczne wskaźniki warunków redox takie jak koncentracja Ba i Mn. Ten zespół występuje w próbkach pobranych z redeponowa- nych mułowców, gdzie dostawa materiału detrytycznego jest potwierdzona poprzez wysoką akumulację elementów Iitofil- nych takich jak Zr, Hf, Nb i Cr. Dlatego też możemy ten ze- spół interpretować jako charakterystyczny dla paleośrodowiska odpowiadającego kolumnie wody na głębo- kości powyżej górnej części skłonu kontynentalnego, a nawet strefy płytszej. Natomiast drugi zespół zawiera batypelgiczne okazy z rodzaju Globotruncana. Okazy występujących tutaj taksonów otwornic, w przewadze form planktonicznych wy- kazują na powierzchniach skorupek ślady “korozji/nadtra- wienia” (dissolution effect; Gasiński et al., 2012), co można zinterpretować jako wpływ “zakwaszenia” oceanu (acidifica- tion effect) pod koniec kredy. Badania sponsorowane przez Narodowe Centrum Nauki (NCN) -projekt NN307 038840 Bibliografia: Gasiński, M.A. & Uchman, A., 201 la. W: Bąk, M. et al., (eds). Grzybowski Foundation Special Publication, 17: 87 pp. Gasiński, M.A. & Uchman, A., 201 lb. Geologica Carpathica, 62: 333-343. Gasiński, M.A. et al., 2012. Proceeedings of the 34th Interna- tional Geological Congress 2012. 5-10 August 2012. Brisbane. Australia, 1900. Fig. 1. Model zdarzeń biotycznych i abiotycznych w późnym mastrychcie-wczesnym paleocenie (Gasiński et al., 2012) 17 Aktualizm i antyaktualizm Georgesa Cuviera (1769-1832) P#LEO 2013 TYNIEC Joanna Gęgotek Instytut Filozofii, Uniwersytet Warszawski; e-mail: j.gegotek@uw.edu.pl Terminy „aktualizm”, „antyaktualizm”, „uniformitaryzm”, „katastrofizm” nie są używane jednoznacznie w literaturze z zakresu historii geologii i paleontologii, zwykle jednak łą- czone są w opozycyjne pary. Georges Cuvier, wedle tego schematycznego podziału, uznawany jest zazwyczaj za anty- aktualistę i katastrofistę. Celem wystąpienia będzie, po pierwsze, wskazanie wątków aktualistycznych w badaniach Cuviera. Założenie aktualizmu jest bowiem wyraźnie obecne w jego pracach. Charakter aktualistyczny miały w szczegól- ności zasady korelacji form i warunków istnienia, do których Cuvier odwoływał się w paleontologii. Również w Cuvierow- skiej krytyce transformizmu obecne były argumenty o podło- żu aktualistycznym. Następnie dokonana zostanie rekonstrukcja rozumienia aktualizmu przez Cuviera i zakresu stosowalności, jaki przypisywał tej metodologii. Końcowa część wystąpienia poświęcona będzie pytaniu o przesłanki, które skłoniły Cuviera do przyjęcia katastrofizmu, a w szcze- gólności kwestii tego, jaką rolę odgrywało wśród nich przyj- mowane przezeń rozumienie aktualizmu. Bibliografia: Babin, C., 2007. Autour du catastrophisme. Cuvier, G., 1826. Discours sur Ies revolutions de la surface du globe. Rudwick, M., 1997. Georges Cuvier, Fossil Bones, and Geolo- gical Catastrophes. Rudwick, M., 2005. Bursting the Limits of Time. 18 Ontogeneza bazalnych koralowców w świetle promieni rentgena Katarzyna Janiszewska & Jarosław Stolarski Instytut Paleobiologii, Polska Akademia Nauk, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa; e-mail: k.janiszewska@twarda.pan.pl, stolacy@twarda.pan.pl .LEO 2013 TYNIEC Najnowsze badania molekularne pokazały, że grupę bazal- ną dla dzisiejszych koralowców sześciopromiennych (Sclerac- tinia) stanowią Gardineriidae i Micrabaciidae. Wykorzystując metodę zegara molekularnego, kalibrowanego w oparciu o skamieniałości Scleractinia sugeruje się, że bazalny kład wyodrębnił się już we wczesnym paleozoiku, około 425 milio- nów lat temu (Stolarski et al., 2011). Można zatem oczekiwać, ze szkielety organizmów o tak głębokich, paleozoicznych ko- rzeniach będą zasadniczo różniły się od pozostałych, dzisiej- szych koralowców. Rzeczywiście, Gardineriidae, inaczej niż pozostałe Scleractinia, mają wyłącznie epitekalną ścianę, a ich plan budowy najbardziej przypomina ten znany u pale- ozoicznych i wczesnomezozoicznych koralowców (Stolarski, 1996). W przypadku Micrabaciidae, niektórzy badacze wska- zują na wyjątkowy sposób powstawania septów, tj. podsta- wowej struktury szkieletu koralowców, przez rozdzielenie (bifurkację) blaszki (Moseley, 1881; Caims, 1982, 1989). W podobny sposób intepretowano też powstawanie septów u ordowickich kilbuchophyllidów, uważając tę grupę za wyj- ściową dla Scleractinia (Scrutton & Clarkson, 1991). Interpre- tacja rozwoju septów u mikrabacidów opierała się jednak do tej pory wyłącznie na obserwacjach okazów dorosłych, dlate- go celem przedstawionych tu badań była weryfikacja tej hi- potezy w oparciu o nowe materiały i metody badawcze. W badaniach ontogenezy koralowców tradycyjnie stosuje się metodę szlifów seryjnych. Podczas przygotowywania pły- tek cienkich ażurowe szkielety mikrabacidów często ulegają zniszczeniu co uniemożliwia precyzyjne wykonanie serii przekrojów. Co więcej, za życia koralowce te mają szkielet w całości pokryty ciałem miękkim, którego usunięcie może powodować dezintegrację delikatnego szkieletu. Wykorzystu- jąc mikrotomograf komputerowy uzyskaliśmy wirtualne przekroje przez okazy w różnych stadiach wzrostowych, a dzięki różnicom w absorbcji promieniowania rentgenow- skiego przez tkanki miękkie i węglan wapnia możliwe stało się wyodrębnienie do wirtualnych badań całego, nieuszko- dzonego szkieletu (Fig. 1). Analiza przekrojów i obserwacje serii młodocianych mi- krabacidów w SEM nie potwierdziły tradycyjnej interpretacji ontogenezy septów. Septa nie powstają w wyniku bifurkacji, lecz tworzą się w brzeżnej części koralita, pomiędzy septami poprzednich cykli. Ściana w tym miejscu wpukla się, stopnio- wo unosząc dolną krawędź septum powyżej podstawy korali- ta. W tym samym czasie po drugiej stronie podstawy formują się żebra (costae) - poprzez kolejne bifurkację dorównują liczbą septom i, wyjątkowo dla Scleractinia, znajdują się w stosunku do nich w naprzemianległym położeniu. Wkrótce po powstaniu septów ich górne krawędzie łączą się z sąsied- nimi septami poprzedniego cyklu tworząc charakterystyczny koronkowy wzór, wcześniej interpretowany jako skutek bi- furkacji. Podobnie jak u wszystkich Scleractinia septa mikra- bacidów powstają w cyklach, ale w obrębie pojedynczych cykli septa nie pojawiają się jednocześnie lecz według ściśle określonego porządku: cykl rozpoczyna para septów okalają- cych septum poprzedniego cyklu (n-1) sąsiadujące z septum SI. W następnych etapach powstają septa wzdłuż kolejnych (licząc od SI) septów poprzedniego cyklu. Z każdej pary sep- tów pierwsze powstają te, które zajmą przestrzeń pomiędzy starszymi septami (np. septa S5 pomiędzy S4 a S2 powstają przed septami S5 pomiędzy S4 a S3). Wyjątkowa ontogeneza szkieletu, obserwowana zarówno u kopalnych jaki i żyjących gatunków potwierdza odrębność Micrabaciidae stwierdzoną wcześniej na podstawie analiz mikrostrukturalnych (Janiszewska et al., 2011) i molekular- nych (Stolarski et al., 2011). Rezultaty opisanych tu obserwacji pokazują, ze morfologia szkieletu wciąż stanowi skuteczne narzędzie w interpretacji filogenezy i taksonomii koralowców, szczególnie gdy dzięki takim metodom jak mikrotomografia komputerowa, możliwy staje się wgląd w niedostępne do tej pory detale architektury szkieletu. Bibliografia: Cairns, S.D., 1982. Antarctic Research Series, 34:1-74. Cairns, S.D., 1989. Smithsonian Contributions to Zoology, 486:1-136. Janiszewska, K. et al., 2011. Journal of Morphology, 272: 191-203. Moseley, H.N., 1881. Report on the Scientific Results of the Voyage of H.M.S. Challenger. Zoology, 2:1- 101, 209-230. Scrutton, C.T. & Clarkson, E.N.K.,1991. Palaeontology, 34: 179-194. Stolarski, J., 1996. Acta Palaeontologica Polonica, 41: 339-367. Stolarski, J. et al., 2011. BMC Evolutionary Biology, 11: 316 p. Fig. 1. Dzisiejszy przedstawiciel rodziny Micrabaciidae: Leptopenus sp. (A). Usunięcie ciała miękkiego spowodowało dezintegrację szkieletu (B). Zastosowanie mikrotomografu komputerowego pozwoliło wirtualnie oddzielić tkanki o różnej gęstości i uzyskać trójwymiarowy model prawie nieuszkodzonego szkieletu (C). 19 Oazy Okawango i Sossuvlei (Afryka) jako aktualistyczne modele środowisk życia późnokredowych dinozaurów Pustyni Gobi (Mongolia) Tomasz Jerzykiewicz P#LEO 2013 TYNIEC Geoclastica Consulting Ltd., 64 Royal Manor NW, Calgary, Alberta, T3G 5T6, Kanada; e mail: tomjerzyk@yahoo.ca Postępujące od wczesnej kredy pustynnienie środowiska środkowej Azji spowodowane przez nasilające sie ruchy tek- toniczne i ocieplanie klimatu doprowadziło do zaniku wcze- snokredowego środowiska wielkich jezior. Były one stopniowo zastępowane przez coraz mniejsze jeziora, a u schyłku okresu kredowego ograniczone do okresowych małych zbiorników wodnych otoczonych polami wydm. Delta Okawango i niektóre współczesne środowiska zachodniej Afryki wykazują zaskakujące analogie do kopalnego środo- wiska późnokredowych dinozaurów Pustyni Gobi. Środowi- ska te łączą w sobie warunki życiodajnej oazy ze śmiercionośną pustynią. W Delcie Okawango zmiany tych stanów następują obecnie nagle co stwarza okresowo nie- zwykle trudne warunki życia. Analogiczne szybkie zmiany środowiska zarejestrowane są w kopalnych osadach górno- kredowych Pustyni Gobi. Nagłe zmiany warunków z subtro- pikalnych na pustynne wyrażone są w zapisie stratygraficznym przez ostre kontakty pomiędzy osadami alu- wialnymi i eolicznymi oraz przez nagłe pogrzebanie dinozau- rów przez osady lotnych piasków. Szczegółowe badania sedymentologiczne zainicjowane przez Gradzińskiego (1970), Lefelda (1971) oraz Gradzińskie- go i Jerzykiewicza (1974a, 1974b) w ramach Polsko-Mongol- skich Ekspedycji Paleontologicznych i kontynuowane przez wielu innych (Jerzykiewicz et al., 1993; Loope et al., 1998) doprowadziły do szczegółowego rozpoznania procesów flu- wialnych i eolicznych kontrolujących sedymentację osadów dinozauronośnych. Modele depozycyjne równi aluwialnej od- wadnianej przez meandrujące i anastomozujące koryta rzecz- ne, stożków aluwialnych i pól wydm zostały zastosowane dla wyjaśnienia warunków pogrzebania szkieletów dinozaurów w licznych paleontologicynzch stanowiskach Pustyni Gobi. Okazało się, że zidentyfikowane w obszarze Pustyni Gobi późnokredowe środowiska można zinterpretować jako jeden system depozycyjny analogiczny do współczesnej delty rzeki Okawango w Botswanie (Jerzykiewicz, 1998, 2000). To aktu- alistyczne podejście pozwala na wyjaśnienie wielu zjawisk z życia i wymierania dinozurów u schyłku kredy w obszarze Pustyni Gobi. Współczesne osady delty rzeki Okawango wypełniają rów tektoniczny i otoczone są polami wydm Pustyni Kalahari. W sezonie deszczowym woda opadowa wypełnia liczne kory- ta rozprowadzające, małe jeziorka i bagna równiny deltowej. Wegetacja jest bujna, a zespół fauny należy do najbogatszych w Afryce i obfituje zarówno w wielkie kręgowce roślinożerne (słonie, żyrafy, nosorożce, hipopotamy, antylopy i wiele in- nych) jak i drapieżniki (Iwy i inne wielkie koty, krokodyle i in.). Lecąc małym samolotem nad równią deltową Okawan- go płoszyliśmy stada złożone ze słoni, nosorożców i innych wielkich kręgowców liczące dziesiątki osobników. Oaza robi wrażenie prawdziwego raju. Sielskie warunki nie trwają jed- nak długo. W sezonie suchym woda opada i obszar delty stopniowo wysycha. Zwierzęta oczekują następnej dostawy wody do delty, która na ogół przychodzi co roku. Ale co kil- kadziesiąt lat zdarzają sie wielkie susze. Wtedy następuje dramat. Silniejsze osobniki są zdolne opuścić deltę i przejść 20 przez pola wydm do sąsiednich, nieraz odległych oaz, inne słabsze giną. W czasie suszy trwającej 7 lat z kulminacją w roku 1987 w dramatycznych warunkach burz piaskowych i w poszukiwaniu wody zginęły dziesiątki tysięcy zwierząt. Dinozaury na Gobi również ginęły w poszukiwaniu wody, nagle zasypywane piaskiem na zboczach wydm lub grzęznąc w nieskonsolidowanym osadzie okresowych rzek. Przykładem śmierci w poszukiwaniu wody jest szkielet pancernego dino- zaura Tarchia znaleziony na zboczu kopalnej wydmy około 200 metrów od małego stawu, do którego ofiara nie zdołała dojść. Oprócz tego przykładu dramatycznej śmierci polska ekspedycja w roku 1971 znalazła wiele innych przykładów wskazujących na nagłą śmierć dinozaurów spowodowaną przez pogarszające się warunki środowiska. Znaleźliśmy licz- ne szkielety protoceratoposów w pozycji wskazującej na za- sypanie piaskiem lub pogrzęźnięcie w nieskonsolidowanym osadzie piaszczystym. Prawdopodobnie dinozaury ginęły po- dobnie jak grzęznące w korytach okresowych rzek nawad- niających oazę Soussuvlei współczesne kręgowce. O nagłej śmierci dinozaurów świadczy pozycja szkieletów. Protocera- topsy umierały w pozycji stojącej z głowami wzniesionymi ku górze, tak jakby chciały w ostatniej chwili zaczerpnąć jeszcze powietrza. Oprócz “stojących” protoceratopsów w stanowisku Toogreek w roku 1971 znaleźliśmy złączone ze sobą szkielety (Velociraptor i Protoceratops), które są bardzo szeroko znane w świecie jako “walczące dinozaury”. W samej rzeczy nie ma dowodów na walkę pomiędzy tymi dinozaurami; przesłanki sedymentologicze sugerują, że zwierzęta te zostały zasypane przez lawinę piasku na stoku wydmy. Najprawdopobniej we- lociraptor żerując na nieżyjącym już protoceratopsie dał sie zaskoczyć przez lawinę. Kanadyjska ekspedycja w roku 1988 również znalazła licz- ne szkielety dinozaurów pogrzebane wśród wydm przez osa- dy burz piaskowch. Do najbardziej przekonywających i dramatycznych przykładów śmierci wśród wydm należy grupa kilku szkieletów młodocianych form Pinacosaurus od- kopana przez naszą ekspedycję w stanowisku Bayan Manda- hu (Jerzykiewicz et al., 1993). Następne ekspedycje (japońska, amerykańska i inne) znajdywały w osadach górnokredowych Pustyni Gobi podobne lub niemal identyczne przykłady świadczące o śmierci dinozaurów spowodowanej przez dra- stycznie pogarszające sie warunki środowiska. Przykłady te były omawiane w licznych publikacjach (np. Loope et al., 1998), ale rzadko już obecnie pamięta sie, że w zakresie inter- pretacji środowiska dinozaurów Pustyni Gobi pierwsze aktu- alistyczne interpretacje zostały opublikowane przez polskich sedymentologów. Jeśli przez aktualizm geologiczny rozumiemy powtarzal- ność fizycznych procesów środowiska naturalnego to Oaza Okawango na obszarze Pustyni Kalahari i Oaza Sossuvlei Pu- styni Namibijskiej mogą służyć jako współczesne modele dla późnokredowego kryzysu środowiska dinozaurów Pustyni Gobi. Warunki panujące obecnie w oazach Okawango i Sos- suvlei dają szanse przetrwania tylko najlepiej przystosowa- nym osobnikom inne muszą prędzej czy później wyginąć. Mieszkańcy pustyni wiedzą z doświadczenia własnego i swo- ich współplemieńców, że mały z pozoru błąd może być ostat- nim. Pytanie jakie należałoby zadać w odniesieniu do dino- zaurów i innych współczesnych im kręgowców Pustyni Gobi nie powinno brzmieć: “Dlaczego wyginęły?”, ale raczej: “Dla- czego ssaki nie tylko przetrwały ale zaczęły się szybko rozwi- jać w następstwie późnokredowego kryzysu środowiska naturalnego”? Bibliografia: Gradziński, R., 1970. Palaeontologia Polonica, 21:147-229. Gradziński, R. & Jerzykiewicz, T., 1974a. Palaeontologia Po- lonica, 30:111-146. Gradziński, R. & Jerzykiewicz, T., 1974b. Sedimentary Geolo- gy, 12: 249-278. Jerzykiewicz, T., 1998. Geoscience Canada, 25:15-26. Jerzykiewicz, T., 2000. W: Benton, M.J. et al. (eds), The Age of Dinosaurs in Russia and Mongolia. Cambridge University Press, 279-308. Jerzykiewicz, T. et al., 1993. Canadian Journal of Earth Sciences, 30: 2180-2195. Lefeld, J., 1971. Palaeontologia Polonica, 25:101-127. Loope, D.B. et al., 1998. Geology, 26: 27-30. 21 Występowanie gąbki wapiennej Porosphaera globularis (Phillips, 1829) w osadach kampanu niecki miechowskiej (południowa Polska) i Mielnika (wschodnia Polska) Agata Jurkowska1, Ewa Swierczewska-Gładysz2, Danuta Olszewska-Nejbert3 & Zofia Dubicka3 1 Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, Kraków; e-mail: jurkowska.a@gmail.com 2 Instytut Nauk o Ziemi, Uniwersytet Łódzki, ul. Narutowicza 88, 90-139 Łódź; e-mail: eswiercz@geo.uni.lodz.pl 3 Instytut Geologii Podstawowej, Uniwersytet Warszawski, al. Żwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; e-mail: don@uw.edu.pl; z.dubicka@uw.edu.pl LEO 2013 TYNIEC Późnokredowa, wapienna gąbka Porosphaera globularis (Phillips, 1829) (gromada Calcarea Bowerbank, 1864, rząd Li- thonida Doederlein, 1892) jest gatunkiem o szerokim zasięgu paleogeograficznym, jak również stratygraficznym (np. Wilmsen et al., 2012). Obecność P. globularis w utworach kampanu okolic Krakowa była wzmiankowana po raz pierw- szy przez Biedę (1933). Występowanie tego gatunku w dol- nym kampanie Bonarki potwierdził Barczyk (1956). Szczegółowe opracowanie paleontologiczne P. globularis z niecki miechowskiej zaprezentowała Hurcewicz (1960) oraz Małecki (1989). Według Małeckiego (1989), P. globularis występuje tylko w utworach dolnego kampanu, natomiast Hurcewicz (1960) podała, że gąbki te są także obecne w górnym kampanie. W celu weryfikacji danych przeprowadzono badania tereno- we w kilku wcześniej opisanych stanowiskach występowania P. globularis w niecce miechowskiej (Michałowice, Iwanowi- ce, Bonarka), a także w nowych stanowiskach z okolic Wol- bromia (Wierzchowiska, Jeżówka 1, Jeżówka 2). W osadach górnego kampanu obecność P. globularis udokumentowano w nowych stanowiskach z okolic Miechowa (Parkoszowice, Falniów) oraz Słomnik (Wola Więcławska). W odsłonięciach wykonano szczegółową analizę stratygraficzną opartą na ino- ceramach i otwornicach. Część okazów opisanych przez Hurcewicz (1960) i Małec- kiego (1989) pochodzi z nieistniejących już odsłonięć, o nie- ustalonej lub wymagającej rewizji stratygrafii. W oparciu 0 archiwalne kolekcje inoceramów z tych stanowisk i analizę otwornic z próbek skał otaczających okazy P. globularis z ko- lekcji muzealnych, ustalono wiek warstw z gąbkami z kilku, obecnie niedostępnych stanowisk, tj. ze Zbyczyc, Komorowa, Bibie i Poskwitowa. Przeprowadzone badania wykazały, że P. globularis w dolnym kampanie niecki miechowskiej występuje od wyż- szej części poziomu Sphenoceramus patootensiformis po wyższą część poziomu Cataceramus dariensis/Sphaerocera- mus sarumensis. Duże nagromadzenia P. globularis znajdo- wane są głównie we wkładkach marglistych w obrębie opok, natomiast w samych opokach, gąbki te są mniej liczne i bar- dziej rozproszone. Gąbkom P. globularis w opokach towarzy- szą liczne gąbki z gromady Hexactinellida (z rzędów Lychniscosida, Hexactinosida i Lyssacinosida), jeżowce (głównie z rodzajów Echinocorys i Micraster), małże i belem- nity. W marglach makrofauna jest rzadka, reprezentowana przez małe jeżowce i osobnicze korale. Mikrofacjalnie utwory z badanych stanowisk reprezentują wakston bioklastyczny z otwornicami planktonicznymi i bentonicznymi oraz igłami gąbek krzemionkowych. Udział kwarcu i glaukonitu jest zni- komy. Ponadto stwierdzono fragmenty małży, rzadkie płytki 1 kolce jeżowców. W osadach górnego kampanu niecki miechowskiej P. glo- bularis udokumentowano w opokach i wkładkach marglistych odpowiadających wyższej części poziomu Inoceramus tenuili- netaus - niższej części Sphaeroceramus pertenuiformis. Po- dobnie jak w utworach dolnego kampanu, P. globularis masowo występuje we wkładkach marglistych. W utworach 22 tych fauna bentoniczna jest mniej liczna niż w opokach, re- prezentowana przez małe jeżowce i korale osobnicze. W opokach z bogatą fauną (gąbki Hexactinellida, małże, amonity i belemnity) P. globularis jest rzadziej spotykana. Mikrofacjalnie utwory górnego kampanu reprezentują pak- ston bioklastyczny z otwornicami planktonicznymi i bento- nicznymi oraz igłami gąbek krzemionkowych. Organicznymi komponentami są ponadto fragmenty małży i liliowców. Ze składników detrytycznych stwierdzono znaczącą ilość kwarcu. W Mielniku P. globularis została odnotowana przez Olszewską (1987) oraz Olszewską-Nejbert i Swierczewską- Gładysz (2011). Gąbki te występują w utworach kredy piszącej w dolnej części profilu, pod charakterystycznym poziomem z krzemieniami. Stratygraficznie utwory te reprezentują najwyższą część dolnego kampanu (nierozdzielone poziomy belemnitowe Goniotheutis gracilis + Belemnellocamax mammillatus), poziom otwornicowy Gavelinopsis voltziana sensu Schónfeld (1990). Poza niezbyt licznymi przewodnimi belemnitami, w poziomie z P. globularis występuje stosunkowo liczna fauna bentoniczna. Znajdowano tu korale osobnicze z rodzaju Microbacia (obecnie występujące w morzach na dużych głębokościach), małże, płytki rozgwiazd, serpule, mszywioły i ramienionogi (np. z rodzaju Isocrania). Natomiast nad warstwami z P. globularis w poziomie z krzemieniami występuje Echinocorys conica - charakterystyczny, niewielki jak na ten rodzaj, jeżowiec, pojawiający się w kredzie europejskiej w utworach dolnego kampanu. W utworach kredy piszącej Kornicy (odległej ok. 20 km w kierunku SSW od Mielnika) występowanie P. globularis (Langner, 1990) koreluje się z Mielnikiem. Występowanie P. globularis tylko w określonych poziomach zaobserwowano także w profilach innych pięter kredy z terenu Europy (np. Nestler, 1961; Mortimore et al., 2001) i Iranu (Wilmsen et al., 2012). Masowe występowanie tych gąbek w warstwach dolnego mastrychtu południowej Anglii, w tzw. “Porosphaera beds”, jest wykorzystywane w stratygrafii (Mortimore et al., 2001). W profilu Mielnika brak jest utworów kredy piszącej wiekowo odpowiadających “Porosphaera beds” (poziom Endocostea typica) jednakże są one znane z niecki miechowskiej, gdzie nie stwierdzono P. globularis. Poziom z P. globularis wyróżniony w profilu kampanu Mielnika i Kornicy oraz poziomy z niecki miechowskiej także nie korelują się ze sobą i są diachroniczne z podobnymi poziomami opisanymi z kampanu Westfalii (Giers, 1964; Kaplan et al., 1996). Liczne lub masowe występowanie gąbek P. globularis w określonych poziomach ma charakter regionalny i wydaje się, iż było związane z pojawieniem się na danym terenie optymalnych warunków dla rozwoju tych gąbek. We wkładkach marglistych, gdzie obserwuje się największe nagromadzenie P. globularis, fauna bentoniczna jest wyraźnie uboższa niż w opokach. Wydaje się, że w środowisku niekorzystnym dla rozwoju innych organizmów, np. ubogim w składniki pokarmowe, populacja gąbek wapiennych, dobrze przystosowanych do warunków oligotroficznych, mogła znacząco zwiększać swoją liczebność, podobnie jak dzieje się to współcześnie (Berman & Bell, 2010). Bibliografia: Barczyk, W., 1956. Studia Societatis Scientarium Torunensis Sectio C, Geographia et Geologia, 3:1-26. Berman, J. & Bell, J., 2010. The Open Marine Biology Journal, 4:12-25. Bieda, F., 1933. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 9:1-41. Giers, R., 1964. Fortschrifte in der Geologie von Rheinland und Westfalen, 7: 213-294. Hurcewicz, H., 1960. Acta Geologica Polonica, 5: 435-449. Kapłan, U. et al., 1996. Geologie und Palaontologie in Westfalen, 43:1-133. Langner, E., 1990. Praca magisterska, Archiwum IGP UW: 97 pp. Małecki, J., 1989. Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences, 37: 205-217. Mortimore, R.N. et al., 2001. Geological Conservation Review Series, 23: 558 pp. Nestler, H., 1961. Palaontologische Abhandlungen, 1:1-70. Olszewska D., 1987. Praca magisterska, Archiwum UW: 133 pp. Olszewska-Nejbert, D. & Swierczewska-Gładysz E., 2011. Acta Geologica Polonica, 61: 383-417. Schónfeld, J., 1990. Geologisches Jahrbuch Reihe A, 117: 3-151. Wilmsen, M. et al., 2012. Cretaceous Research, 33: 91-96. 23 Efektywność preparacji utworów drobnoziarnistych sekwencji turbidytowej metodami soli glauberskiej i ciekłego azotu oraz wpływ metody dezintegracji na stan zachowania otwornic Dorota Kapturkiewicz & Karolina Gadowska Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: dorota.kapturkiewicz@uj.edu.pl; carolineg_26@hotmail.com P#LEO 2013 TYNIEC Pozyskanie otwornic z utworów drobnoziarnistych se- kwencji turbidytowej przy użyciu soli glauberskiej i równo- cześnie nowej metody opartej na ciekłym azocie pozwoliło na porównanie zarówno zalet jak i wad obu technik. Do prze- prowadzenia eksperymentu wytypowano utwory priabonu- rupelu strefy Siar płaszczowiny magurskiej. Najczęściej stosowaną metodą dezintegracji skały jest go- towanie próbki w nasyconym roztworze soli glauberskiej [Na2SO4xl0H2O] i jej późniejsze chłodzenie bądź zamrażanie. Formowanie się kryształów soli w przestrzeni porowej skały dzieli ją na mniejsze fragmenty wzdłuż powierzchni niecią- głości między elementami ją budującymi. Ponowne, często wielokrotne, powtarzanie procesu doprowadza do uzyskania pożądanego stopnia dezintegracji, co może trwać od kilku dni do nawet kilkunastu tygodni. Druga metoda polega na zale- waniu, namoczonej uprzednio w wodzie, próbki ciekłym azo- tem i wrzątkiem naprzemiennie (Remin et al., 2012). Krystalizujący w pustkach lód działa w podobny sposób jak kryształy soli glauberskiej. Wpływ na dezintegrację skały ma także gwałtowna zmiana temperatury. Aby dokonać porównania i oceny obydwu technik, próbki podzielono na dwie równowagowe części, po jednej dla każ- dej metody. Następnie zmierzono czas potrzebny na przepro- wadzenie pełnej dezintegracji. Otrzymane residuum także zostało porównane, ze szczególnym naciskiem na liczebność i stan zachowania fauny otwornicowej oraz obecność niezde- zintegrowanych fragmentów. Zestawienie wyników dezintegracji skały przy użyciu roz- tworu soli glauberskiej oraz metody ciekłego azotu wykazało, że stopień zachowania otwornic aglutynujących, dominują- cych w pozyskanych zespołach, nie zależy od użytej metody. Sól glauberska i ciekły azot działają na skorupki z takim sa- mym efektem. Metoda azotowa ma natomiast przewagę przy porównaniu stopnia dezintegracji skały, ponieważ pozostawia ona znacznie mniej niezdezintegrowanych fragmentów. Do- datkowym, bardzo ważnym atutem tej metody jest znaczne skrócenie czasu preparacji. Bibliografia: Remin, Z. et al., 2012. Marine Micropaleontology, 86-87: 11-14. 24 Model paleogeograflczny basenu skolskiego pogranicza kampanu i mastrychtu na podstawie zmian w zespołach nannoskamieniałości Mariusz Kędzierski & Stanisław Leszczyński Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: mariusz.kedzierski@uj.edu.pl; stan.leszczynski@uj.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Pogranicze kampanu i mastrychtu znane jest w literaturze jako okres globalnego ochłodzenia klimatu (cooling phase), które, zdaniem części badaczy, doprowadziło do zlodowacenia Antarktydy (np. Miller et al., 2005b). Dowodem na owe zlo- dowacenie mogą być zmiany temperatury wyliczone na pod- stawie danych izotopowych, zarówno wód morskich, jak i środowisk lądowych (np. Friedrich et al., 2005; Bornemann et al., 2008). Wraz ze zmianami temperatur obserwuje się migracje zespołów fauny i flory. Najmocniejszym argumen- tem, przemawiającym za istnieniem zlodowacenia na począt- ku mastrychtu jest jednak znaczne, globalne obniżenie poziomu morza rejestrowane w osadach z tego okresu. To właśnie Iądolody są jednym z głównych czynników wywołu- jących takie procesy w skali od kilku tysięcy do kilku milio- nów lat (np. Miller et al., 2005a). Światowe obniżenie poziomu morza wiąże się ze zmianą cyrkulacji oceanicznej, co w przypadku późnej kredy jest szczególnie istotne. Okres ten jest bowiem znany z wysokiego stanu oceanów zapisanego m.in. powstaniem rozległych mórz epikontynentalnych z sedymentacją osadów kredy piszącej. Fig. 1. Odsłonięcie badanego profilu margli fukoidowych z Kropiw- nika w Huwnikach. Widać przewagę pakietów bardziej wapnistych z spągu i stopniowy wzrost udziału osadów silikoklastycznych ku stropowi profilu. Ol? 5 zespół A o • 12 o 11 o 16 °21 22 „ 13 °14 °1S °10 70? O O 1 3 18 25 111! 5 10 16 20 25 30 35 40 liczba taksonów Fig. 2. Zespoły nannoplanktonu wapiennego w badanym profilu zestawione pod względem liczby taksonów w badanej próbie (oś odciętych) i jej wapnistości (oś rzędnych). Była to sytuacja wyjątkową w historii Ziemi, gdyż zaniknęła wtedy granica między cyrkulacją wód oceanicznych i szelfo- wych tzw. shelf-break front. Wydarzenie to umożliwiło wtar- gnięcie do mórz epikontynentalnych charakterystycznej dla obszarów pelagicznych fauny planktonicznej (otwornice, nannoplankton) oraz powiększenie warstwy Ekmana, która sięgała wtedy dna szelfu zewnętrznego, powodując wciąganie niedotlenionych wód oceanicznych i rozszerzanie anoksji na szelf. Warunki takie trwały do przełomu kampan/mastrycht, kiedy to nastąpiło obniżenie poziomu morza, które spowodo- wało zmianę układu cyrkulacji oceanicznej, powstanie shelf- break front i ekologiczne odcięcie spłyconych mórz epikonty- nentalnych od oceanu światowego (Hay, 2008). Powyższe, ogólne warunki oceanograficzne wraz z wyni- kami badań zespołów nannoskamieniałości w wykazującej rytmiczne zmiany w rozmieszczeniu materiału wapiennego sukcesji kampańsko-mastrychckich utworów facji turbidyto- wej płaszczowiny skolskiej (Karpaty) (Fig. 1) doprowadziły do skonstruowania modelu cyrkulacji paleoceanograficznej za- pisującego się zmianami w tafocenozach nannoskamieniało- ści oraz rodzaju powstającego osadu (Kędzierski & Leszczyński, 2013). Podstawą opracowania modelu było wyróżnienie dwóch zespołów nannoplanktonu wapiennego, które charakteryzo- wały pakiety ze względu na ich wapnistość (Fig. 2). Zespół A, o dużej różnorodności taksonomicznej, występuje w osadach o zawartości CaC03 poniżej ~25%. Analogicznie, w osadach o zawartości powyżej ~25% CaC03, w zespole B, zmienność taksonomiczna jest znacznie mniejsza. Ponadto, w zespole A dominacja oportunistycznego rodzaju Watznaueria spp. w stosunku do wyspecjalizowanego rodzaju Micula spp. jest mniejsza (odpowiednio 1:2 do 1:2.5). 25 Fig. 3. Model cyrkulacji oceanicznej pogranicza kampanu i mastrychtu północnej części basenu skolskiego (wg Kędzierski & Leszczyński, 2013). Model zakłada istnienie dwóch podstawowych stanów po- ziomu morza: wysokiego i niskiego, które wpływały na zróż- nicowanie sedymentacji (węglanowa vs. silikoklastyczna) oraz zespołów nannoplanktonu (Fig. 3). Stan wysoki związa- ny jest z występowaniem cyrkulacji estuariowej użyźniającej wody powierzchniowe, czego efektem jest wzmożona produk- cja pierwotna węglanów przez otwornice i nannoplakton (zespół B) oraz przewaga węglanów w osadach resedymento- wanych. Z kolei, stan niski wyzwala cyrkulację antyestuario- wą, generowaną formowaniem caballing front (Hay, 2008), oligotrofizację wód powierzchniowych, powodującą zanik se- dymentacji węglanowej w strefie fotycznej i przewagę w re- sedymentach materiału silikoklastycznego. Oba stany różnią się tak rodzajem osadów, jak i również zespołami nannoska- mieniałości. Model pokazuje zmiany w sukcesji osadów facji turbidytowej, będące wyrazem zmian warunków w obszarach źródłowych. Bibliografia: Bornemann, A. et al., 2008. Science, 319:189-192. Friedrich, O. et al., 2005. Journal of Foraminiferal Research, 35: 228-247. Hay, W., 2008. Cretaceous Research, 29: 725-753. Kędzierski, M. & Leszczyński, S., 2013. Marine Micropaleon- tology, 102: 34-50. Miller, K.G. et al., 2005a. Science, 310:1293-1298. Miller, K.G., et al., 2005b. Marine Geology, 217: 215-231. 26 Ewolucja raf Bogusław Kołodziej Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: boguslaw.kolodziej@uj.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Carbonate build-ups are like Shakespeare; the plays go on - only the actors change (Robert N. Ginsburg, za: Fliigel, 2004, s. 7). Rozwój raf kontrolowany jest przez czynniki biotyczne i abiotyczne. Za „aktorów” ekosystemów rafowych z cytowa- nego wyżej stwierdzenia R. N. Ginsburga należy uznać nie tylko konstruktorów, ale także organizmy innych gildii rafo- wych (organizmy wiążące (binders), bafflers, destruktorzy, mieszkańcy). Parametry fizykochemiczne uwarunkowa- ne m.in. klimatem, poziomem i chemizmem oceanów wpły- wają na rozwój organizmów i charakter sedymentacji węglanowej, będąc tym samym „kierownikami planu” (stage- managers) jak to określił Flugel (2004) nawiązując do afory- zmu Ginsburga. Niniejszy referat przeglądowy koncentruje się na znaczeniu czynników biotycznych, takich jak rola or- ganizmów szkieletowych i mikrobialitów, wpływ destrukcji biologicznej, wymagania troficzne konstruktorów oraz ich ewolucyjne innowacje umożliwiające zasiedlanie nowych środowisk. Szeroka definicja rafy, obecnie akceptowana przez wielu badaczy raf kopalnych (choć ich klasyfikacja jest przed- miotem dyskusji; Riding, 2002), pozwala na porównywanie biokonstrukcji różnego typu i wieku oraz śledzenie ich ewo- lucji (Wood, 1999; Stanley, 2001; Kiessling et al., 2002; Kies- sling, 2009). Analizy te dostarczają również geologicznej perspektywy dla zrozumienia współczesnych raf i prognozo- wania ich przyszłości (Wood, 2007). Z drugiej strony zasada uniformitaryzmu w odniesieniu do wielu raf kopalnych jest ograniczona. Przez większość czasu geologicznego (ok. 3.5 mld lat - naj- starsze budowle stomatolitowe) rafy pozbawione były organi- zmów szkieletowych. Również w fanerozoiku mikrobiality s.l. (t.j. budowane przez automikryt będący produktem aktywno- ści mikrobialnej lub organomineralizacji) odgrywały kluczo- wą rolę konstrukcyjną w szczególności w budowie kopców mułowych (mud-mounds) w późnym dewonie i wczesnym karbonie (Webb, 2001). Mikrobiality zwykle tworzyły pierw- sze biokonstrukcje jakie pojawiały się po kryzysach biotycz- nych (fran/famen, perm/trias). Do wczesnej kredy były one również ważnym komponentem raf budowanych przez kora- lowce i gąbki. Wyraźny spadek znaczenia mikrobialitów za- znacza się od późnej kredy (Riding, 2005). Zdaniem Neuweilera et al. (1999) wiele kopców mułowych jest efektem organomineralizacji związanej z rozkładem organizmów wielkomórkowych, przede wszystkim gąbek, a takie budowle mogą reprezentować ekosystemy rafowe istniejące już w neo- proterozoiku. Rafy paleozoiczne były budowane przede wszystkim przez mikrobiality i organizmy heterotroficzne (chociaż fotosym- bioza jest rozpatrywana u tabulatów i stromatoporoidów) - koralowce Rugosa i Tabulata oraz, znacznie ważniejsze dla raf paleozoicznych, gąbki kalcyfikujące (stromatoporoidy). W mezozoiku gąbki kalcyfikujące odgrywały lokalnie ważną rolę, podczas gdy w kenozoiku stanowią one grupę reliktową. Spadek znaczenia gąbek, nie tylko kalcyfikujących, koreluje się ze stopniowym wzrostem znaczenia koralowców Sclerac- tinia. Jeśli nie uwzględnimy raf kenozoicznych to zaledwie 16-26% raf fanerozoicznych stanowią rafy porównywalne skalą do współczesnych, a większość z nich to niewielkie bio- konstrukcje budowane przez organizmy heterotroficzne i mi- krobiality (Wood, 1999). Trendy ewolucyjne, które zapewniły skleraktiniom sukces na rafach to symbioza z zooksantellami, zwiększanie integra- cji kolonii (trend obserwowany również u innych kolonij- nych/modularnych organizmów), szybki wzrost szkieletu oraz duża zdolność do regeneracji. Morfologiczne, fizjologiczne i behawioralne adaptacje wielu organizmów rafowych, w tym koralowców i krasnorostów z grupy glonów koralinowych, były przypuszczalnie w dużym stopniu odpowiedzią ewolu- cyjną na wzrost intensywności destrukcyjnych procesów bio- logicznych - drapieżnictwa i bioerozji - w płytkowodnych środowiskach morskich, szczególnie od środkowego mezozo- iku (tzw. mezozoiczna morska rewolucja) (Wood, 1999). W kredzie nastąpił spadek znaczenia koralowców faceloidal- nych (gałązkowych, z biologicznego punktu widzenia pseu- dokolonijnych), natomiast od eocenu obserwuje się spektakularny rozwój gałązkowych form wieloseryjnych (np. Acropora, Porites) o silnej integracji polipów w kolonii, a w konsekwencji zdolności do szybkiej regeneracji (Coates & Oliver, 1973; Roniewicz, 1996; Wood, 1999). Formy facelo- idalne, u których większość szkieletu nie jest pokryta ciałem miękkim, są podatne na bioerozję, co przypuszczalnie przy- czyniło się do regresu koralowców o takiej formie wzrostu (Roniewicz & Stolarski, 1999). W środkowym paleozoiku występowali już przedstawiciele większości mikro- i makroorganizmów biorących udział w bioerozji. Znaczna radiacja ważnych organizmów drążą- cych: małży, gąbek oraz zeskrobujących jeżowców i ślimaków miała miejsce w mezozoiku. W miocenie pojawiły się papu- goryby oraz pokolcowate, które obecnie należą do najbardziej efektywnych organizmów zeskrobujących i odgryzających na rafach. Od oligocenu-miocenu charakter bioerozji wykazuje charakter zbliżony do współczesnego: dominacja drążących gąbek oraz zeskrobujących i odgryzających twarde węglano- we podłoże jeżowców i ryb (Vogel, 1993; Wood, 1999, 2011; Perry & Bertling, 2000). Wieloseryjne, gałązkowe koralowce są łatwo kruszone przez fale oraz bioerozję. Jednak wysoki potencjał regenera- cyjny, efektywna symbioza z zooksantellami oraz wysokie tempo wzrostu szkieletu umożliwiły im zasiedlenie środowisk oligotroficznych o wysokim poziomie destrukcji mechanicz- nej i biologicznej. Adaptacje ewolucyjne glonów koralino- wych (szybki wzrost, przystosowanie się do silnego rozwoju zeskrobujących roślinożerców) sprawiły, że są one bardziej efektywnymi niż maty mikrobialne organizmami wiążącymi (Steneck, 1983; Wood, 1999). Niektóre roślinożerne organizmy zamieszkujące rafy (sze- reg ryb, niektóre jeżowce) w poszukiwaniu pożywienia (glo- nów epi- i endolitycznych) biorą udział w kruszeniu koralowców. Ich obecność jest jednak istotna dla utrzymania równowagi ekologicznej na współczesnych i zapewne innych kenozoicznych rafach budowanych przez organizmy autotro- ficzne (kalcyfikujące krasnorosty) oraz miksotroficzne (kora- lowce). Zredukowanie organizmów roślinożernych oraz wzrost substancji organicznych (nutrientów) powoduje zastą- pienie zespołów koralowcowo-krasnorostowych przez glony niekalcyfikujące oraz filtratorów, w tym organizmy drążące, co może doprowadzić do spadku produkcji węglanowej, a w 27 konsekwencji zaniku raf i platform węglanowych (Hallock & Schlager, 1986). Współczesne zespoły rafowe często tworzą struktury wy- sokiego reliefu (superstratal growth fabric; Insalaco, 1998) stwarzając szereg mikrośrodowisk (w części uwarunkowa- nych bioerozją) zwiększając zróżnicowanie taksonomiczne i biomasę rafowych biocenoz. W takich rafach pierwotny „szkielet” (framework) rafy może ulec zniszczeniu, a jak wy- kazują wiercenia na współczesnych rafach, większość objęto- ści takich subfosylnych struktur może stanowić rumosz rafowy, pustki oraz osad wewnętrzny (40-90%; Hubbard et al., 1990). Rafy niskiego reliefu (constratal growth fabric), w tym biostromy rudystowe (często nie traktowane z tego po- wodu za rafy) czy budowle tworzone przez koralowce facelo- idalne (przystosowane do większego tempa sedymentacji), posiadają konstruktorów zachowanych często w pozycji wzrostu. W ewolucji Scleractinia zaznaczają się dwa trendy ewolu- cyjne. Pierwszy - wzrost efektywności fotosymbiozy oraz trendy morfogenetyczne - umożliwił koralowcom zasiedlanie wysokoenergetycznych środowisk oligotroficznych. Drugi trend to przystosowanie się niektórych zespołów koralowców (znaczny wzrost, z pewnymi fluktuacjami, w późnej kredzie i kenozoiku) do zasiedlania środowisk marginalnych o dużej dostawie materiału silikoklastycznego (Kiessling, 2002; San- ders & Baron-Szabo, 2005; Browne et al., 2012). Zespoły takie, często pomijane w analizach współczesnych środowisk rafo- wych, przystosowały się w toku ewolucji do parametrów śro- dowiskowych niekorzystnych dla rozwoju koralowców ze środowisk oligotroficznych, dla których wzrost dostawy sili- koklastyków i nutrientów stanowi istotny czynnik stresowy ograniczający rozwój rafy. Wśród największych zagrożeń dla raf wymienia się także dużą śmiertelność koralowców w związku z procesem blaknięcia (coral bleaching), eutrofiza- cję raf i nadmierny rozwój bezszkieletowych glonów oraz zmniejszoną kalcyfikację szkieletu koralowców w związku z zakwaszeniem oceanów. Dyskutowana jest kwestia w jakim stopniu zachodzące na rafach zmiany są częścią długotermi- nowych cykli, a w jakim związane są z przyczynami antropo- genicznymi (Wood, 2007). Ostatnie lata to wzrost zainteresowania zespołami koralowców ze środowisk mezofo- tycznych (30-150 m), rozpatrywanymi jako potencjalne refu- gia dla ryb oraz innych organizmów z zagrożonych płytkomorskich raf (Lesser et al., 2009). Znane są również ko- palne odpowiedniki takich raf, zdominowane przez sklerakti- nie o pokroju płytowym (Rosen et al., 2002). Rozwój raf mógł być także kontrolowany przez chemizm oceanów sprzyjający organizmom wytwarzającym szkielet z kalcytu niskomagnezowego (większość paleozoiku, kreda) lub organizmom budującym szkielet z aragonitu lub kalcytu wysokomagnezowego, jak ma to miejsce obecnie (Stanley & Hardie, 1998). Czynniki kontrolujące rozwój raf są złożone i brak jest po- jedynczego czynnika, który kontrolowałby globalne rozmiesz- czenie raf w konkretnych interwałach czasowych. Zmieniająca się w czasie geologicznym ekologia organizmów rafowych, ich trendy morfogenetyczne i wymagania troficz- ne, wzrost bioerozji i drapieżnictwa, zmniejszające się zna- czenie mikrobialitów i cementów synsedymentacyjnych, muszą być uwzględniane w analizach raf kopalnych (pale- oekologii, sedymentologii, tafonomii) i towarzyszących im środowisk sedymentacyjnych oraz przy porównywaniu ich z rafami współczesnymi. Bibliografia: Browne, N.K. et al., 2012. Earth-Science Reviews, 115:1-20. Coates, A.G. & Oliver, W.A., Jr., 1973. W: Boardman, R.S. et al. (eds). Animal Colonies Development and Function Thro- ugh Time, 3-27. Hutchinson & Ross. Fliigel, E., 2004. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application. Springer. Hallock, R & Schlager, W., 1986. Palaios, 1: 389-398. Hubbard, D.K et al., 1990. Journal of Sedimentary Petrology. 60: 335-360. Insalaco, E., 1998. Sedimentary Geology, 118:159-186. Kiessling, W., 2009. Annual Review of Ecology, Evolution, and Systematics, 40:173-192. Kiessling, W. et al. (eds), 2002. W: Kiessling, W. et al. (eds). Society of Economic Paleontology and Mineralogy Special Publications, 72: 77-92. Kiessling, W. et al. (eds), 2002. Society of Economic Paleon- tology and Mineralogy Special Publications, 72. Lesser, M.P. et al., 2009. Journal of Experimental Marine Bio- logy and Ecology, 375:1-8. Perry, C.T. & Bertling, M., 2000. W: Insalaco, E. et al. (eds). Geological Society, London, Special Publications, 178: 33-50. Riding, R., 2002. Earth-Science Reviews, 58:163-231. Riding, R., 2005. Revista Espańola de Micropaleontologia, 37: 23-39. Roniewicz, E., 1996. Kosmos, 45: 687-700. Roniewicz, E. & Stolarski, J., 1999. Acta Palaeontologica Po- lonica, 44:131-166. Rosen et al., 2002. W: Proceedings 9th International Coral Reef Symposium, Bali, 2000, vol. 1: 255-264. Sanders, D. & Baron-Szabo, R.C., 2005. Palaeogeography, Pa- Iaeoclimatology, Palaeoecology, 216:139-181. Steneck, R.S., 1983. Paleobiology, 9: 44-61. Stanley, G D., Jr., (ed.), 2001. The History and Sedimentology of Reef Systems. Kluwer Academic/Plenum Publishers. Stanley, S.M., & Hardie, L.A., 1998. Palaeogeography, Pala- eoclimatology Palaeoecology, 144: 3-19. Vogel, K, 1993. Facies, 28:109-114. Webb, G. E., 2001. W: Stanley, G.D. Jr. (ed.). The History and Sedimentology of Ancient Reef Systems, 159-203. Kluwer Academic/Plenum Publishers. Wood, R., 1999. Reef Evolution. Oxford University Press. Wood, R., 2007. W: Aronson, R.B. (ed.). Geological Appro- aches to Coral Reef Ecology, 3-27. Springer. Wood, R., 2011. W: Allison, P.A. & Bottjer, D.J. (eds). Tapho- nomy: Process and Bias Through Time, 376-409. Springer. 28 Bogata fauna retiolitowa (Graptolithina) z Polski Anna Kozłowska Instytut Paleobiologii Polskiej Akademii Nauk, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa; e-mail: akd@twarda.pan.pl P#LEO 2013 TYNIEC Retiolity to niezwykła grupa planktonicznych graptolitów o wyjątkowych cechach budowy rabdozomu. Ewoluowały w sylurze przez około 20 milionów lat, od Iandoweru do Iu- dłowu. Znane są z wielu miejsc na świecie, a najlepiej opisa- ne są z Polski i arktycznej Kanady. W tych rejonach zachowane są trójwymiarowo, dzięki czemu po wyizolowaniu ze skał można szczegółowo zbadać ich szkielet. Budowa ściany rabdozomu retiolitów odbiega znacznie od typowej dla innych graptolitów. Charakterystyczna warstwa fuzelarna wykształcona jest u retiolitów w postaci szczątko- wej. Zasadniczym elementem rabdozomu jest sieć listewek zbudowanych z bandaży kortykalnych. Beleczki tworzą mi- sterne konstrukcje, tworzące mniej lub bardziej regularne sia- teczki o różnej gęstości. Na listewkach zachowane są ślady w postaci rowków, są to pozostałości po membranach, które były rozpięte między nimi. Wirgella retiolitów rozwidla się na końcach i tworzy tzw. ancora umbrella, a w wynku jej dystal- nego wzrostu specyficzną strukturę tzw. ancora sleeve, będą- cą osłoną rabdozomu po stronie Iateralnej. W elektronowym mikroskopie skaningowym retiolity ba- dane są od lat 90. Od tej pory wiedza na temat szkieletów re- tiolitów znacznie się rozszerzyła. Dzięki temu można zbadać zależności filogenetyczne oraz ewolucję tych wyjątkowych graptolitów (Kozłowska-Dawidziuk, 2004), a także rekonstru- ować rabdozomy (np. Dobrowolska, 2013). Retiolity z Polski zaczęto badać i opisywać w latach 90. (np. Kozłowska-Dawidziuk, 1990, 1995, 1997; Kozłowska & Bates, 2008), choć na świecie znane były już od około 100 lat. Polskie retiolity pochodzą z rdzeni wiertniczych platformy wschodnioeuropejskiej oraz bałtyckich głazów narzutowych. Przedstawiają bogactwo doskonale zachowanych form. Wiele z nich, zarówno rodzaje jak i gatunki, są opisane po raz pierwszy z terenów Polski. Są nimi m.in. Plectodinemagrap- tus Kozłowska-Dawidziuk, 1995; Semiplectograptus Kozłow- ska-Dawidziuk, 1995; Cometograptus Kozłowska-Dawidziuk, 2001; Kirkigraptus Kozłowska & Bates, 2008. Wiele gatunków znanych jest wyłącznie z Polski np. Sokolovograptus diffusus, Kozłowska-Dawidziuk, 1995; Spinograptus reticulolawsoni Kozłowska-Dawidziuk, 1997; Holoretiolites helenaewitoldi Kozłowska-Dawidziuk, 2004 czy Plectodinemagraptus gracilis Kozłowska-Dawidziuk, 1995. Planktoniczne retiolity ewoluowały w sylurze, kiedy to warunki środowiskowe należały do jednych z bardziej dyna- micznych w historii Ziemi. Szybka ich ewolucja jest dosko- nałym odzwierciedleniem tego zjawiska. Jednym z największych kryzysów w historii graptolitów, w tym retio- litów, było światowe wydarzenie lundgreni, opisane również z Polski (Porębska et al., 2004). Wtedy to przetrwały dwa ga- tunki graptolitów, w tym jeden retiolit Gothograptus nassa (Holm, 1890). Wielka radiacja adaptacyjna po tym wydarze- niu zaowocowała powstaniem licznych nowych form retioli- tów. Jednak nowe formy wykazują wyraźny trend redukcji kolonijności, który doprowadził do wymarcia tej grupy grap- tolitów podczas wydarzenia leintwardinensis. Trend ten wy- rażał się zmniejszeniem rabdozomów i ich uproszczeniem. Następowało silne zwiększenie rozmiarów sikuli, odzwiercie- dlające wzrost pierwszego osobnika tzw. sikulozooida i jed- noczesne zmniejszenie wielkości i liczby tek. Najbardziej zredukowane formy retiolitów to znalezione w Polsce Holo- retiolites helenaewitoldi Kozłowska-Dawidziuk, 2004 i Plec- todinemagraptus gracilis Kozłowska-Dawidziuk, 1995 z zony leintwardinensis. Ten ostatni gatunek jest najbardziej uproszczonym i zarazem najmłodszym znanym retiolitem zbudowanym z niewielkiej liczby beleczek. Właśnie ta forma stanowi ostatnie ogniwo ewolucyjne retiolitów. Młodsze for- my nie zostały do tej pory znalezione. Bibliografia: Dobrowolska, K., 2013. Palaontologische Zeitschrift, 87:1-17. Kozłowska-Dawidziuk, A., 1990. Acta Palaeontologica Polo- nica, 35:191-209. Kozłowska-Dawidziuk, A., 1995. Acta Palaeontologica Polo- nica, 40: 261-326. Kozłowska-Dawidziuk, A., 1997. Acta Palaeontologica Polo- nica, 42: 391-412. Kozłowska-Dawidziuk, A., 2004. Acta Palaeontologica Polo- nica, 49: 505-518. Kozłowska, A. & Bates, D.E.B., 2008. Acta Palaeontologica Polonica, 53:105-112. Porębska, E. et al., 2004. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 213: 271-294. 29 Małże fameńskie z Kamenki koło Zadońska (Centralne Pole Dewońskie, Rosja) Wojciech Krawczyński Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: wojciech.krawczynski@us.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Małże występują względnie rzadko w dewońskich, zdomi- nowanych przez ramienionogi, zespołach fauny bentonicznej. Ich znaczenie nieco wzrasta po okresie wymierania na grani- cy fran-famen. Fameńskie małże opisywane były z wielu sta- nowisk w Reńskich Górach Łupkowych (np. Amler, 1992, 1996; 2004; Jux & Krath, 1974; Nagel, 2006) oraz Montagne Noire we Francji (Kriz, 2004). Spotykane były również w fa- menie Gór Świętokrzyskich (Sobolew, 1912a, 1912b). Nato- miast stosunkowo słabo poznane są z obszaru Centralnego Pola Dewońskiego. Profil najwyższego franu i niższego famenu, z luką straty- graficzną obejmującą zony Pa. triangularis i dolną część Pa. crepida, odsłania się w dwóch sąsiadujących ze sobą kamie- niołomach, znajdujących się na lewym brzegu rzeczki Ka- menka w okolicy wsi Kamenka (12 km na SWW od Zadońska; okręg lipiecki). W górnym kamieniołomie wystę- pują warstwy zadońskie (zona Pa. crepida) i jeleckie (zona Pa. rhomboidea) reprezentowane przez wapienie i wapienie mar- gliste (patrz Rodionova et al., 1995; Sokiran, 2002; Filipiak & Zbukova, 2006). W obrębie warstw zadońskich pojawiają się cztery poziomy muszlowcowe (o genezie sztormowej), zawie- rające głównie muszle ramienionogów, wśród których spoty- kane są również małże. Pojawiają się one również wśród wapieni zalegających pomiędzy poziomami muszlowcowymi. Małże fameńskie z warstw zadońskich zostały opisane przez Venyukova (1886) i Nalivkina (1934, 1947). Zachowane są one w postaci skalcytyzowanych muszli, rzadko z połączo- nymi dwoma skorupkami, z bardzo dobrze widoczną orna- mentacją, oraz w postaci ośrodek wewnętrznych. Zespół małży składa się przynajmniej z ośmiu taksonów. Dość powszechne w utworach dewońskich pteriomorfy, re- prezentowane są przez Leptodesma aviculoides Venyukov, Leiopteria sp., Loxopteria eximia (Verneuil) oraz Loxopteria tuder (Nalivkin). Modiomorfidy reprezentuje Modiomorpha sinuosa (Venyukov), natomiast anomalodesmaty - Allorisma sp. oraz Cardiomorpha? gibbosa (Nalivkin) i Cardiomorpha? longa (Nalivkin). W zespole przeważają pterioidy z rodzaju Loxopteria (54%), które obok pozostałych pterioidów z rodza- ju Leptodesma i Leiopteria (8%) należały do semi-infauny. Obecne z zespole anomalodesmaty (28%) prowadziły infau- nalny tryb życia. Natomiast modiomorfy (10%) należały do epifauny lub semi-infauny (patrz Amler, 1996; Kriz, 2004). Małże stowarzyszone są z dominującymi ramienionogami: rynchonellidami Ripidiorhynchus huotinus (Verneuil) oraz spiriferidami Cyrtospirifer zadonicus (Liashenko) (patrz Soki- ran, 2002). Występują również razem z mszywiołami, ślima- kami, mikrokonchidami (Zatoń & Krawczyński, 2011; Zatoń & Borszcz, 2013), fragmentami jeżowców oraz małżoraczkami z grupy Eridostracina (Olempska, 2012). Zespół skamieniało- ści z muszlowców reprezentuje płytkomorskie środowiska, okresowo nawiedzane przez sztormy. Niniejsze badania zostały zrealizowane dzięki grantowi NCN nr 2011/01/B/ST10/00576. Bibliografia: Amler, M. R. W., 1992. Annales de Ia Societe geologique de Belgique, 115: 405-423. Amler, M. R. W., 1996. Geologica et Palaeontologica, 30: 49-117. Amler, M. R. W., 2004. Courier Forschungs-Institut Sencken- berg, 251:151-173. Filipiak, P. & Zbukova, D., 2006. Review of Palaeobotany and Palynology, 138:109-120. Jux, U. & Krath, J., 1974. Palaeontographica Abt. A, 147: 115-168. Kriz, J., 2004. Senckenbergiana Iethaea, 84: 85-123. Nagel, J., 2006. Middle and Upper Devonian Cryptodonta (Bivalvia) from the pelagic Hercynian facies - taxonomy, stratigraphy, and paleoecology. Inaugural-Dissertation zur Erlangung des Doktorgrades der Naturwissenschaften im Fachbereich Geowissenschaften der Mathematisch- Naturwissenschaftlichen Fakultat der Westfalischen Wilhelms-Universitat Munster, 184 pp. Nalivkin, D.V., 1934. W: Markovskii, B. P. & Nalivkin, D. V. (eds.). Trudy Glavnogo geologo-razvedochnogo Upravleniya, 313:17-55. Nalivkin, D.V. (ed.), 1947. Atlas rukovodyashchikh form isko- paemykh faun SSSR. III. Devonskaya sistema. 245 pp. Olempska, E., 2012. Hydrobiologia, 688:139-165. Rodionova, G. D. et al., 1995. Devon Voronezhskoi anteklizy i Moskovskoi sineklizy. 1-265. Sobolev, D., 1912a. Izvest'ya Varshavskogo Politekhnichesko- go Instituta, 1:1-14. Sobolev, D., 1912b. Izvest'ya Varshavskogo Politekhnichesko- go Instituta, 3:1-20. Sokiran, E.V., 2002. Acta Palaeontologica Polonica, 47: 339-354. Venyukov, P.N., 1886. Trudy St. Petersburskogo Obshchestva Estestvoispytatelei, 17:1-291. Zatoń, M. & Krawczyński, W., 2011. Palaeontology, 54: 1455-1473. Zatoń, M. & Borszcz, T., 2013. Historical Biology, 25:1-12. 30 Późnoeoceńsko-wczesnooligoceńskie biokonstrukcje koralowcowe basenu transylwańskiego (Rumunia): wstępne wyniki Jan Król Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: jan.jozef.krol@uj.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Basen transylwański jest częścią centralnej (wewnątrz-kar- packiej) Paratetydy. Paleogeńska pokrywa post-tektoniczna, składająca się z osadów morskich i lądowych, waha się od 500 do ponad 1800 m miąższości. Analizowane biokonstrukcje koralowcowe występują w górnoeoceńsko-dolnooligoceńskiej formacji wapieni Cozia w północno-zachodniej części basenu, między miejscowościa- mi Babeni i Letca, około 70 km na północ od Klużu. W profilu w czynnym kamieniołomie w Cuciulat-Babeni (ok. 10 m miąższości) wapienie tej formacji składają się głównie z pak- stonów i wakstonów bioklastycznych, pakstonów numulito- wych oraz poziomów z rodoidami i słabo rozwiniętymi biokonstrukcjami koralowcowo-glonowymi (Sasaran & Bu- cur, 2011). Badania autora w ramach pracy magisterskiej ob- jęły profile w nieczynnych kamieniołomach w Babeni i Letca gdzie biokonstrukcje są liczniejsze, silniej rozwinięte i osiąga- ją do 2 m miąższości. Wśród koralowców Scleractinia dominują formy drobno- gałązkowe (kolonijne i faceloidalne) oraz formy cienkopłyt- kowe. Są one słabo zróżnicowane taksonomicznie i reprezentują rodzaje Acropora, Caulastrea, Goniopora, Acti- nacis i Stylophora. Koralowce są często inkrustowane przez krasnorosty z rodzin Corallinaceae, Sporolithaceae i Peysson- neliaceae (które tworzą także rodoidy), rzadziej przez mszy- wioły, serpule i otwornice. Lokalnie koralowce są silnie podrążone przez małże. Inne stwierdzone organizmy to ben- toniczne i planktoniczne otwornice, drobne ślimaki, ramie- nionogi, małże oraz elementy szkieletowe szkarłupni. Matriks 0 charakterze wakstonu bioklastycznego oraz delikatne i ga- łązkowe koralowce zachowane w pozycji wzrostu, sugerują niską energię środowiska. Formy gałązkowe, zwłaszcza face- loidalne, są interpretowane jako koralowce przystosowane do środowiska o wyższym tempie sedymentacji, co dodatkowo chroniło je przed mechaniczną i biologiczną destrukcją. W porównaniu z paleocenem i wczesnym eocenem, rafy 1 mniejsze struktury są w późnym eocenie i wczesnym oligo- cenie znacznie powszechniejsze, szczególnie w rejonie cen- tralnej Tetydy. Większość z nich była jednak zdominowana przez krasnorosty. Biokonstrukcje koralowcowe z basenu transylwańskiego nie były dotychczas badane. Dalsze badania będą skoncentrowane na szczegółowej taksonomii koralow- ców, analizie czynników środowiskowych kontrolujących rozwój biokonstrukcji oraz dokładniejszej stratygrafii. Ostatni z wymienionych aspektów badań jest szczególnie istotny w kontekście globalnego ochłodzenia klimatu i zmian w bio- cenozach morskich na granicy eocenu i oligocenu (Perrin, 2002). Bibliografia: Perrin, C., 2002. W: Flugel E., Kiessling W. & Golonka J. (eds.), SEPM Special Publication, 72: 587-618. Sasaran, E. & Bucur, I., 2011. W: Bucur, I. & Sasaran, E., Field Trip Guidebook, 10th International Symposium on Fossil Al- gae CIuj-Napoca, Romania, 12-18 September 2011. Cluj Uni- versity Press. 131-137 pp. 31 Nagromadzenia enigmatycznych permskich liliowców z Dovje (Karawanki, północna Słowenia) R. Lach1, L. Gale2, M. Kriżnar3 & M. Novak4 1 Katedra Paleontologii i Stratygrafii, Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, ul. Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: rafal_lach86@o2.pl 2 Department for Geology, Faculty of Natural Sciences and Engineering, Privoz 11, SI-1000 Ljubljana, Slovenia; e-mail: luka.gale@ntf.uni-lj.si 3 Slovenian Museum of Natural History, Presernova 20, SI-1000 Ljubljana, Slovenia; e-mail: mkriznar@pms-lj.si 4 Department for Palaeontology and Stratigraphy, Geological Survey of Slovenia, Dimiceva 14, SI-1000 Ljubljana, Slovenia; e-mail: matevz.novak@geo-zs.si LEO 2013 TYNIEC Miasteczko Dovje położone jest w zachodniej części połu- dniowego pasma Karawanków (południowe Alpy Wapienne, północno-zachodnia Słowenia). Odsłaniające się w tym rejo- nie skały górnego paleozoiku są niezwykle rozproszone w wyniku skomplikowanej tektoniki spowodowanej orogene- zą alpejską. Zaburzona ciągłość warstw skalnych wywołana zjawiskami tektonicznymi jest powodem niejasności w rela- cjach facjalnych. Wiek (artinsk) wspomnianych skał został ustalony dzięki korelacjom z lepiej wyeksponowanymi odsło- nięciami w Alpach Karnickich (Austria/Włochy, szczegóły w: Schónlaub & Forke, 2007; Novak & Skaberne, 2009; Novak & Forke, 2005). Ponadto, taki wiek (wedle starych opracowań od późnego sakmaru do początku kunguru) zdają się potwier- dzać badania faun otwornicowych (Kochansky-Davide, 1969, 1970; Forke, 2002). Odsłaniające się w Dovje warstwy skalne należą do forma- cji z Trogkofel (Ramovs, 1968, 1972; Buser, 1974, 1980). Ty- powe skały tej formacji wykształcone są w postaci jasnoszarych lub ciemnoczerwonych i szaroczerwonych wa- pieni oraz brekcji wapiennych w postaci soczew, otoczonych materiałem klastycznym (Ramovs, 1968, 1972; Buser, 1974, 1980). Maksymalna miąższość występujących tu osadów kla- stycznych szacuje się na 300 metrów, natomiast grubość ty- powych dla formacji Trogkofel wapieni waha się od kilku do ok. 200 metrów (Jurkovsek, 1987). Do typowych facji forma- cji Trogkofel należą masywne biohermy, interpretowane jako brzeg szelfu kontynentalnego (głównie z wystąpieniem Tubi- phytes-Archaeolithoporella), gruboławicowe biostromy z licznymi skamieniałościami (wewnętrzna platforma) oraz brekcje wapienne (środowisko górnego skłonu kontynental- nego, szczegóły w: Buggisch et al., 1976; Schónlaub & Forke, 2007). Prezentowane szczątki liliowców znaleziono w ciemno- szarych, cienkoławicowych wapieniach bio-sparytycznych oraz brekcjach wapiennych przeławicanych ciemnoszarymi łupkami, piaszczystymi pyłowcami oraz piaskowcami forma- cji Trogkofel. Utwory te zawierają ponadto bogate nagroma- dzenia i zespoły otwornic (fusulinidów), glonów, gąbek, koralowców (Rugosa), ślimaków oraz ramienionogów. Do pospolicie występujących skamieniałości należą tu również trylobity z rodzajów: Cummingella, Bedicella, Neogriffithides oraz Pseudophillipsia (Hahn et al., 1990). Pomimo bogato występujących w tych osadach fragmen- tów liliowców (plurikolumnalia, cirri oraz kielichy), nie do- czekały się one szczegółowego opracowania, a odkryte nagromadzenie z Dovje prezentowane jest po raz pierwszy. Większość łodyg jest niezwykle zróżnicowana morfologicz- nie. Dotychczas ten materiał badawczy (łodygi) opisywany był jako parataksonomiczny rodzaj Entrochus lub Palermo- crinus (Ramovs & Sieverts-Doreck, 1968). Unikatowość zna- leziska (głównie kielichów) skłoniła autorów niniejszego opracowania do podjęcia próby jego oznaczenia w myśl zasad systematyki naturalnej. Wstępne badania sugerują, że winien być on klasyfikowany jako jeden z reprezentantów rodziny Codiacrinacea Bather. Liliowce z tej rodziny zaopatrzone były w masywne kielichy i znane były w zapisie kopalnym od sy- Iuru do permu. Autor (RL) pragnie podziękować projektowi UPGOW (Uni- wersytet Partnerem Gospodarki opartej na Wiedzy, stypen- dium Z483 na rok 2012/2013) za finansowanie badań naukowych. Bibliografia: Buggisch, W. et al., 1976. Geologische Rundschau, 65: 649-690. Buser, S„ 1974. Carinthia II, 164 (84): 27-37. Buser, S., 1980. Zvezni geolośki zavod, 1-62. Fig. 1. Kielich oraz fragmenty łodyg (A-B) reprezentanta rodziny Codiacrinacea Bather z Dovje (dolny perm, Karawanki, południowe Alpy Wapienne, północno-zachodnia Słowenia). Skala 1 cm. Fot. M. Kriżnar. 32 Forke, H.C., 2002. Facies, 47: 201-276. Hahn, G. et al., 1990. Geologica et Palaeontologica, 24: 139-171. Kochansky-Devide, V., 1969. Yugoslavia's Bulletin Scientifi- que, Section A, 14 (9-10): 297-298, Kochansky-Devide, V., 1970. Geologija, 13:175-256. Jurkovsek, B., 1987. Zvezni geolośki zavod, 1-58. Novak, M. & Forke, H.C., 2005. W: Hubmann, B. & Piller, W. E. (eds), Berichte des Institutes fur Erdwissenschaften, 10: 90-91. Novak, M. & Skaberne, D., 2009. Geolośki zavod Slovenije, 99-136. Ramovs, A., 1968. Neues Jahrbuch fur Geologie und Palaon- tologie, Abhandlungen, 131: 72-77. Ramovs, A., 1972. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud, 20: 35-45. Ramovs, A. & Sieverts-Doreck, H., 1968. Geolośki vjesnik, 21: 191-206. Schónlaub, H.P. & Forke, H.C., 2007. Abhandlungen der Geo- logischen Bundesanstalt, 61: 3-157. 33 Skamieniałości śladowe z formacji ze Szczawna okolic Wałbrzycha (Sudety Środkowe) - wstępne wyniki badań Jolanta Muszer Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wrocławski, Cybulskiego 30; 50-205 Wrocław; e-mail: jolanta.muszer@ing.uni.wroc.pl P#LEO 2013 TYNIEC Górnowizeńska formacja ze Szczawna (Fig. 1) stanowi jed- ną z najlepiej udokumentowanych paleontologicznie niefor- malnych jednostek Iitostratygraficznych dolnego karbonu w niecce śródsudeckiej w środkowych Sudetach (Nemec et al., 1982; Mastalerz, 1987; Bossowski et al, 1995). Jest to związane z morskim pochodzeniem osadów (transgresja wi- zeńska) oraz częstym występowaniem skamieniałości, szcze- gólnie bezkręgowców. Miąższość tej formacji waha się od około 400 m w rejonie Wałbrzycha do około 3000 m w okoli- cach Kamiennej Góry (Nemec et al., 1982) (Fig. 2). W za- chodniej części niecki śródsudeckiej materiał klastyczny budujący tę formację początkowo był deponowany w środo- wisku deltowym oraz stożków związanych z deltami, scho- dzących do płytkiej zatoki morskiej, a następnie rozwinął się system fluwialny (Mastalerz, 1987; Bossowski et al., 1995). Megasekwencja tego dawniej nazywanego „kulmu młodsze- go” składa się z osadów facji paralicznych, deltowych, rzecz- nych i stożków aluwialnych. Fig. 1. Szkic geologiczny północnej części niecki śródsudeckiej na podstawie Mastalerza (1995), zmodyfikowany. 1 - dolnokarbońskie formacje starsze niż formacja ze Szczawna (wizen), 2- formacja ze Szczawna (wizen górny), 3 - górny karbon; 4 - utwory permu, dolnego triasu i górnej kredy; 5 - karbońskie skały wulkaniczne; 6 - uskoki; 7 - usytuowanie badanych profili. K - Konradów, PG - Ptasia Góra, Sz - Szczawno-obwodnica, W - Wałbrzych obwodnica. Odmienne, głębsze warunki sedymentacji morskiej w wi- zenie panowały w zachodniej części niecki tj. w basenie wał- brzyskim. Mastalerz (1987) wyróżnia tu dwie paleoasocjacje środowiskowe. W pierwszej tj. strefie dna basenu i podwod- nych stożków powstawały drobnoziarniste osady hemipela- giczne i piaszczysto-mułowe turbidyty, z którymi współwystępują zlepieńce - redeponowane osady kanałów podwodnych. Druga paleoasocjacja to podwodne skłony del- towe, w których tworzyły się gruboziarniste osady ze spły- wów grawitacyjnych o wysokiej koncentracji oraz z silnych prądów trakcyjnych oraz drobnoziarniste utwory prodeltowe i międzykanałowe. Pomimo dobrej dokumentacji makrofaunistycznej (m.in. Schmidt, 1925; Żakowa, 1958, 1960, 1963; Jerzykiewicz, 1965) stopień poznania skamieniałości śladowych w tej jednostce przez wiele lat był nikły, oparty jedynie na kilku wzmiankach. 34 Żakowa (1958, 1960) wspomina o trudno oznaczanych śla- dach przypominających rodzaj Dictyodora w rejonie Wał- brzycha (Poniatów, Czarnota) oraz cytuje Dictyodora liebeana Weiss z Konradowa, nie przedstawiając ilustracji ani opisów. Nemec et al. (1982) zaznaczają jedynie obecność śla- dów w obrębie osadów dolnokarbońskich na profilu litolo- gicznym, natomiast Mastalerz (1987, 1995) wzmiankuje obecność skamieniałości śladowych w niektórych facjach formacji ze Szczawna. Obecnie stopień odsłonięcia drobnoziarnistych skał wizeń- skich w rejonie Wałbrzycha przeważnie jest fragmentaryczny i przeważnie bardzo zły. Realizowana w ostatnich latach bu- dowa obwodnic w rejonie Wałbrzycha umożliwiła lepsze po- znanie formacji ze Szczawna. Badania tej formacji wykonane przez autorkę w latach 2012-13, w ramach grantu NCN nr 2011/01/B/ST10/05112, w wybranych profilach wizenu ba- % CHRONOSTRATYGRAFIA O LITOSTRA- O TYGRAFIA N CENTRALNA/ZACHODNIA (formacje) W GLOBALNA EUROPA § 2 PERM PERM AirruN 100- z c 440 < LL UJ B 300¬ A z Glinika 2 2 o D CD C ty < _i i LL £ F B z Żaclerza 500- 2 2 900 2 O' A LU O. •o CD z Białego 150¬ C Kamienia 380 q; 3 B 250 2 A 2 600¬ CL O 3000 CO CD 2 ze Szczawna 1500¬ CO LU V3 z Lubomina 2100 CO >- N ze Starych 1000¬ CO 2 1 Bogaczowic 1800 _l z Ciechanowie, O V2- z Nagómika, 0¬ O V2? z Figlowa, z 1000 Sadów Górnych Fig. 2. Schemat litostratygrafii karbońskich osadów w niecce śródsudeckiej na podstawie prac Bossowskiego et al. (1995), Góreckiej-Nowak & Majewskiej (2002) oraz Turnau et al. (2002). senu wałbrzyskiego (Konradów, Szczawno-Zdrój, Ptasia Gó- ra, Wałbrzych) oraz w ramach prac magisterskich (Pietrusa, 2005; Kramarzewska, 2011) dowodzą obecności znacznie bar- dziej urozmaiconych skamieniałości śladowych (Fig. 3). Nie- które z nich, zwłaszcza Psammichnites, występują bardzo licznie w określonych warstwach tworząc koncentracje (Tab. 1). Szczawno- Wałbrzych Ichnotakson Konradów Ptasia Góra Zdrój (obwod¬ (obwodnica) nica) Scolithos isp. + Planolites isp. ++ + Psammichnites isp. ++ +++ +++ Dictyodora liebeana + (Weiss) Tab. 1. Udział poszczególnych ichnotaksonów w wybranych profi- lach wizenu synklinorium śródsudeckiego: + - okazy pojedyncze (maks. 5), ++ - okazy liczne (maks. 10), +++ - okazy bardzo liczne (powyżej 10). Skolithos isp. - Proste lub lekko wygięte cylindryczne rur- ki, przebiegające prostopadle do powierzchni warstwowania, o średnicy 1,5-2 mm i długości do 17 mm, których górna część nieco się rozszerza. Rodzaj ten zalicza się do ichnofacji Skolithos, charakterystycznej dla wysokoenergetycznego śro- dowiska Iitoralnego. Pojawił się w prekambrze i trwa do dzi- siaj (Pemberton & Frey, 1982). Ślad typu domichnia tworzony przez zawiesionożerców. Planolites isp. - Proste lub wygięte, nie rozgałęziające się ślady o szerokości 2-5 mm wypełnione osadem odmiennym niż otaczająca skała, bezstrukturalnym, o drobniejszym ziar- nie. Rodzaj ten jest eurybatyczny i spotykany w osadach róż- nych subśrodowisk morskich i słodkowodnych od prekambru do dzisiaj (Pemberton & Frey, 1982), zaliczany do ichnofacji Cruziana. Jest to ślad typu pascichnia lub fodinichnia, zwią- Fig. 3. A-C - Psammichnites isp. z obwodnicy Szczawna. A - nr kat. Sz4-12; B - nr klat. Sz4-28; C - nr kat Sz4-1; D - Dictyodora liebeana (Weiss). Konradów, nr kat K-l; E - Planolites isp. Konradów, nr kat K-6; F - Skolithos isp. Konradów, nr kat K-9. zany prawdopodobnie z robakokształtnym mułożercą, który wypełniał tworzony przez siebie korytarz. Psammichnites isp. - Mniej lub bardziej kręte, meandrują- ce ślady zachowane w postaci wypukłego epireliefu, z dwoma wypukłościami i przebiegającym pośrodku rowkiem, który ma przebieg prosty lub kręty (Fig. 3). Szerokość śladów wy- nosi 13-27 mm, natomiast szerokość wklęsłej części osiowej 2-3 mm. Niektóre ślady przecinają się ze sobą. Psammichni- tes najczęściej występuje w płytkomorskim środowisku pły- wowym i estuariowym w obrębie ichnofacji Cruziana (Buatois & Mangano, 2011). Spotykany jest także w środowi- sku głębszym, związanym z prądami zawiesinowymi (Alvaro & Vizcaino, 1999). Rodzaj ten pojawia się w kambrze i wy- stępuje do dzisiaj (Pemberton & Frey, 1982). Jest to ślad typu pascichnia, tworzony prawdopodobnie przez ślimaki poru- szające się pod powierzchnią osadu i posiadające syfon (Hantzchel, 1975; Mangano & Buatois, 2002; Seilacher, 2007). Rodzaj ten jest opisywany z Sudetów po raz pierwszy. Dictyodora liebeana (Weiss) - Znalezione ślady stanowią poprzeczny przekrój tego ichnogatunku. Kręte nierozgałęzia- jące się ślady o szerokości do 1 mm, tworzące charaktery- styczne meandry. Wewnętrzna struktura wykazuje delikatne zgrubienia. Jest to ślad typu fodinichnia (Buatois & Mangano, 2011). Rodzaj ten jest charakterystyczny dla morskich głębo- kowodnych facji Nereites (Seilacher, 2007). Gatunek znany z dolnego karbonu (Hantzchel, 1975), producent śladu jest nieznany. W większości analizowanych profili znajdywane są poje- dyncze ichnorodzaje. Jedynie w najdłuższym profilu z Konra- dowa można zaobserwować następstwo ichnofacji od Nereites, poprzez Cruziana do Skolithos, co potwierdza do- tychczasowe wnioski paleośrodowiskowe o stopniowym spłycaniu się zbiornika morskiego w późnym wizenie. Bibliografia: Alvaro, J.J. & Vizcaino, D., 1999. Bull. Soc. geol. France, 170: 821-828. Bossowski, A. et al., 1995. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa, 148:142-147. Buatois, L.A. & Mangano, M.G., 2011. Ichnology. Organism- substrate interactions in space and time. Cambridge Univer- sity Press. 358 pp. Górecka-Nowak, A. & Majewska, M., 2002. Geological Quar- terly, 46: 101-115. Hantzchel, W., 1975. W: Teichert, C. (ed.), Treatise on Inver- tebrate Paleontology. Part W. Miscellanea, Suppi. 1. Geologi- cal Society of America and University of Kansas, Lawrence and Boulder. 269 pp. Jerzykiewicz, T., 1965. Acta Geologica Polonica, 15. Kramarzewska, M., 2011. Praca magisterska (niepubl.), Uni- wersytet Wrocławski. 125 pp. Mangano, M.G. & Buatois, L.A., 2002. Ichnos, 9:1-22. Mastalerz, K., 1987. W: Baranowski, Z. et al., (eds.), Prze- wodnik LVIII Zjazdu Pol. Tow. Geol. Wałbrzych 17-19 wrze- śnia 1987. AGH, Kraków: 134-145. Mastalerz, K., 1995. Sedimentary Geology, 98:121-146. Nemec, W. et al., 1982. Veroff. Zentralinst. Phys. Erde AdW DDR, Potsdam, 66: 267-395. Pietrusa, Ł, 2005. Praca magisterska (niepubl.), Uniwersytet Wrocławski. 86 pp. Pemberton, S.G. & Frey, R.W., 1982. Journal of Paleontology, 56: 843-881. Schmidt, H., 1925. Jb. Preuss. Geol. Landesanst., 45. Seilacher, A., 2007. Trace Fossil Analysis. Springer: 226 pp. Turnau, E. et al., 2002. Geologia Sudetica, 34: 9-16. Żakowa, H., 1958. Prace Instytutu Geologicznego, 19: 211 pp. Żakowa, H., 1960. Kwartalnik Geologiczny, 4: 331-355. Żakowa, H., 1963. Kwartalnik Geologiczny, 7. 35 Rewizja konodontowego gatunku Icriodus orri Klapper et Barrick i jego znaczenie dla biostratygrafii eiflu Katarzyna Narkiewicz Państwowy Instytut Geologiczny-Państwowy Instytut Badawczy, Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; e-mail: katarzyna. narkiewiczOpgi gov. pl P#LEO 2013 TYNIEC Gatunek Icriodus orri został ustanowiony przez Klappera i Barricka (1983, str. 1230-1231, fig. 9) dla elementów Pl podobnych do przedstawicieli Icriodus retrodepressus Bultynck, 1970, ale różniących się obecnością wyjątkowo szerokiej jamy bazalnej w tylnej części wrzeciona. Materiał oryginalny pochodził z formacji Spillville ze stanu Iowa (USA), której wiek ustalono na poziomy od najwyższego kockelianus do dolnego ensensis eiflu górnego. W obrębie gatunku kreatorzy wyróżnili dwa morfotypy. Pierwszy z nich charakteryzuje się wyraźną depresją w tylnej części wrzeciona, w której ząbki środkowego rzędu nie występują lub są niższe niż pozostałe (op. cit., fig. 9. R, T, X, Y, AA). Drugi morfotyp obejmujący holotyp (op. cit., fig. 9 AF-AG), odznacza się brakiem depresji i ząbkami rzędu środkowego, których wysokość jest taka sama lub nieco większa niż ząbków z rzędów bocznych (op. cit., fig. 9. Z, AD-AF). Elementy Pl zaliczone do gatunki I. orri różnią się nie tylko brakiem lub obecnością depresji, ale także zarysem wrzeciona, krzywizną jego osi, wielkością i kształtem ząbków oraz jamy bazalnej. Tak zasadnicze zróżnicowanie sugeruje, że okazy pierwotnie włączone do omawianego gatunku (op. cit. fig. 9) należą do różnych taksonów. Aby to sprawdzić przeanalizowano przedstawicieli obu morfotypów na tle bogatej kolekcji zbliżonych form pochodzących z eiflu basenu Michigan (USA) i białoruskiego (Europa) oraz na podstawie danych opublikowanych. Materiał białoruski pochodzi z rowu Prypeci (otwory wiertnicze Pińsk 54 i Żytkowicze 2), z górnej części charakterystycznego morskiego poziomu kościukowickiego, datowanego na poziom ensensis (Narkiewicz & Kruchek, 2009). Kolekcję z basenu Michigan uzyskano z kamieniołomu U.S. Steel Corporation, położonego na południowy zachód od Roger City (Orr, 1971, profil 15-IU10711, str. 105; Bultynck, 1976, lokalizacja 1, str. 134, fig. 2), z formacji Dundee, Roger City i Bell Shale. De Santis i Brett (2011) datowali te utwory na przedział od poziomu costatus do ensensis. Wykorzystane tu dane publikowane pochodzą z USA ze stanu Wisconsin (Schumacher, 1971), Ohio (Klapper & Johnson, 1980; Sparling, 1983) i Nowy York (Bultynck, 2003); z Kanady z Kolumbii Brytyjskiej (Chatterton, 1978) i Ontario (Uyeno et al., 1982); oraz z Europy, z obszaru Ardenów (Bultynck, 1970) i Gór Eifel (Weddige, 1977). Analiza całego zebranego materiału wykazała, że w obrębie szeroko rozumianego gatunku Icriodus orri obok typowych jego przedstawicieli zdefiniowanych przez holotyp i paratyp (fig. 9AF-AG, Z - morfotyp 2), można wyróżnić dwa inne gatunki: Icriodus n. sp. (fig. 9X, Y, AA - morfotyp 1) i I. retrodepressus (fig. 9T - morfotyp 1). patulus Fig. 1. Wybrane formy I. orri, Icriodus n. sp. i I. retrodepressus reprezentacyjne dla różnych lokalizacji oraz ich zasięgi stratygraficzne. 36 Icriodus orri charakteryzuje się wydłużonym, szerokim wrzecionem najszerszym bliżej części tylnej. Oś wrzeciona jest prosta z wyjątkiem przedniego zakończenia, które może być wygięte do wewnątrz. Poprzecznie ustawione, Iistewkowate ząbki z rzędów bocznych mają ostre krawędzie i są znacznie większe od ząbków z rzędu środkowego. Te ostatnie są małe, zaokrąglone, i tej samej wysokości lub nieco wyższe niż ząbki rzędów bocznych. Ząbki środkowe są często słabo widoczne ponieważ zlewają się z ząbkami z rzędów bocznych, tworząc 7-8 poprzecznych, wyraźnie oddzielonych od siebie szeregów. Duży ząb główny nie jest wyższy od pozostałych ząbków. Jama bazalna jest asymetryczna, szeroka z prawie prostym tylnym brzegiem i wyraźnie zaznaczoną ostrogą po stronie wewnętrznej. Icriodus n. sp. — Przedstawiciele tego gatunku mają krótkie i dość szerokie wrzeciono o zarysie łzy. Tylna część jest szeroka, o wypukłych brzegach i prostej osi. W jej środkowej części występuje krótkie obniżenie z jednym, rzadziej dwoma niskimi ząbkami rzędu środkowego. Przednia część wrzeciona jest wąska, wydłużona, zaostrzona i mniej lub bardziej wygięta do wewnątrz. W bocznych rzędach stwierdzono 6-8 owalnych ząbków, które położone są bardzo blisko siebie w tylnej części wrzeciona, a w przedniej są bardziej oddzielone. Rząd środkowy składa się z 4-5 zaokrąglonych, izolowanych ząbków, mniejszych od tych z rzędów bocznych. Ząb główny jest duży i skośnie nachylony ku tyłowi. Jama bazalna zaczyna się wyraźnie rozszerzać ku tyłowi mniej więcej w połowie okazu i jest prawie symetryczna, z mniej lub bardziej zaokrągloną ostrogą i wklęsłym tylnym brzegiem. Icriodus retrodepressus obejmuje formy o wydłużonym, trójkątnym wrzecionie z wyraźnym obniżeniem w tylnej jego części. W obniżeniu występuje od 1 do 3 małych ząbków środkowego rzędu. Rzędy boczne składają się od 6 do 8 owalnych lub poprzecznie wydłużonych ząbków, które w tylnej części wrzeciona mogą być połączone z ząbkami z rzędu środkowego. Rząd środkowy posiada od 4 do 6 zaokrąglonych ząbków mniejszych od ząbków z rzędów bocznych. Ząb główny jest duży i skośnie nachylony ku tyłowi. Jama bazalna obejmuje połowę do 1/3 długości całego elementu. Tylny jej brzeg jest skośny. Po wewnętrznej stronie występuje dobrze rozwinięta ostroga o skośnym brzegu, który łączący się z tylnym brzegiem jamy bazalnej. Natomiast zewnętrzny brzeg jamy bazalnej jest lekko zaokrąglony i charakterystycznie wyciągnięty ku tyłowi. Okazy z Ameryki Północnej, jak zauważyli Klapper i Barrick (1983), mają jamę bazalną większą niż u holotypu, ale jednak o takim samym zarysie (patrz Bultynck, 1970, pl. 30, fig. lb). Analiza całkowitych zasięgów stratygraficznych wyżej omówionych taksonów wskazuje, że Icriodus orri jest stratygraficznie młodszy niż Icriodus n. sp. i I. retrodepressus. Ten ostatni znany jest z poziomu partitus, dla którego do tej pory był gatunkiem charakterystycznym. Obecne dane sugerują, że I. retrodepressus występuje od poziomu partitus do najwyższej części kockelianus lub nawet dolnej części ensensis. Icriodus n. sp. po raz pierwszy pojawia się w górnej części poziomu costatus i kontynuuje się do najwyższej części kockelianus i/lub dolnej części ensensis, gdzie współwystępuje z I. orri i I. retrodepressus. Natomiast I. orri pojawia się albo w najwyższej części poziomu kockelianus albo w dolnej części ensensis i nie występuje powyżej poziomu ensensis. Bibliografia: Bultynck, P., 1970. Memoires de 1’Institut Geologique de I’ Universite de Louvain, 26:1-152. Bultynck, P., 1976. Geological Association of Canada Special Paper, 15:119-141. Bultynck, P., 2003. Revista Espańola de Micropaleontologia, 35: 295-314 Chatterton, B.D.E., 1978. Geological Association of Canada Special Paper, 18:161-231. De Santis, M.K. & Brett, C.E., 2011. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 304:113-135. Klapper, G. & Barrick, J.E., 1983. Journal of Paleontology, 57: 1212-1243. Klapper, G. & Johnson, J.G., 1980. Journal of Paleontology, 54: 400-455. Narkiewicz, K. & Kruchek, S., 2009. International Conodont Symposium ICOS 2009, Calgary. Permophiles: 33-34. Orr, R.W., 1971. Indiana Geological Survay Bulletin, 45: 1-110. Schumacher, D., 1971. W: Clark, D. L. (ed). Wisconsin Geological and Natural History Survey Information Circular, 19: 68-77. Sparling, D.R., 1983. Journal of Paleontology, 57: 825-864. Uyeno, T.T. et al., 1982. Geological Survey of Canada Bulletin, 417:129-161. Weddige, K., 1977. Senckenbergiana Iethaea, 58: 271-419. 37 Zastosowanie metod statystycznych i graficznych w analizie zdeformowanych tektonicznie trylobitów z rodziny Ellipsocephalidae Matthew, 1887 z kambru Gór Świętokrzyskich Jakub Nowicki1, Anna Żylińska2 & Adrian Kin 3* P#LEO 2013 TYNIEC 1 Wydział Geologii, Uniwersytet Warszawski, Żwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; e-mail: j.nowicki@student.uw.edu.pl 2 Wydział Geologii, Uniwersytet Warszawski, Żwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; e-mail: anna.zylinska@uw.edu.pl 3 Stowarzyszenie Przyjaciół Nauk o Ziemi Phacops, Targowa 29, 90-043 Łódź Trylobity z rodziny Ellipsocephalidae Matthew, 1887 wy- stępują powszechnie w kambrze Gór Świętokrzyskich (np. Żylińska, 2013). Z uwagi na długą historię geologiczną tych utworów, skamieniałości trylobitów są często zdeformowane, co może prowadzić do błędów w oznaczeniach taksonomicz- nych. Przykładem wpływu deformacji tektonicznych na oznaczenia taksonomiczne jest populacja trylobitów, zaliczo- nych przez Orłowskiego (1985) do dwóch gatunków - Com- luella oratrix i Comluella igrzycznae. Badane okazy pochodzą z piaskowców formacji z Ociesęk reprezentujących drugi od- dział kambru (poziom Holmia—Schmidtiellus) z kilku odsło- nięć regionu kieleckiego Gór Świętokrzyskich. Najważniejsze cechy, jakie dotychczas stanowiły podstawę rozróżnienia badanych gatunków to: 1) różnice w proporcjach kranidium - u C. oratrix jest ono relatywnie szersze niż u C. igrzycznae, oraz 2) obecność kolca policzkowego u C. oratrix oraz jego brak u C. igrzycznae. Zbadano około 900 okazów; zmierzono parametry dla 182 kranidiów, z czego dane morfometryczne dla 121 najlepiej za- chowanych wybrano do dalszych analiz. W celu przeanalizo- wania różnic proporcji kranidiów zastosowano metody statystyczne porównujące pary zmiennych oraz metody wielu zmiennych (analizę głównych składowych, ang. Principal Components Analysis, PCA, oraz analizę dyskryminacyjną). Wszystkie metody statystyczne były aplikowane przy użyciu programu PAST 2.07 (Hammer et al., 2001). Ponadto, niektó- re okazy poddano retrodeformacji graficznej (Srivastava & Shah, 2006). Porównanie par zmiennych jest metodą umożliwiającą analizę parametrów równoległych, co wyklucza wpływ póź- niejszych deformacji na wynik (Hughes & Jell, 1992). Metoda ta nie wychwytuje wszystkich różnic morfologicznych, zatem ma zastosowanie głównie we wstępnej analizie. Zgodnie z oczekiwaniami stopień korelacji przy porównywaniu para- metrów równoległych w obrębie populacji obejmującej oby- dwa typy morfologiczne (oratrix i igrzycznae) był bardzo dobry (r~0,9; p<0,001), zaś w przypadku par parametrów pro- stopadłych korelacja była wyraźnie niższa (r~0,7; p<0,001). Taki wynik może wskazywać na czynnik tektoniczny wpły- wający na proporcje badanych kranidiów. Analizy wielu zmiennych pozwalają na wychwycenie róż- nic pomijanych przy analizie dwóch parametrów. Podstawo- wą metodą w tym przypadku jest analiza głównych składowych (PCA), polegająca na traktowaniu zbioru danych jako chmury punktów w przestrzeni K-wymiarowej, gdzie K jest liczbą zmiennych. Chmura danych jest poddawana takiej zmianie współrzędnych, by zmaksymalizować wariancję pierwszej nowej współrzędnej; procedurę tę przeprowadza się dla każdej kolejnej współrzędnej. Do PCA na badanym ma- teriale wybrano 8 parametrów kranidiów: 4 mierzone sagi- Fig. 1. Wykresy wartości głównych składowych dla badanej populacji: A: PCI i PC2; B: PC3 i PC4; C: PC5 i PC6; D: PC7 i PC8. Elipsy wyznaczają 95% przedział ufności. Morfotypy wyodrębnione są jedynie w przypadku PC2 interpretowanej jako deformacja tektoniczna. 38 talnie (wzdłuż osi trylobita) oraz 4 mierzone poprzecznie. Po zastosowaniu PCA, w analizowanej populacji pierwsza głów- na składowa (PCI) objęła 75,5% ogólnej wariancji grupy i po- winna być interpretowana jako zmienność związana ze wzrostem rozmiaru badanych obiektów. Druga główna skła- dowa (PC2) odpowiadała za 11,2% zmienności (Fig. 1A). Co ważne, ładunki (stałe przyporządkowywane pierwotnym zmiennym) miały ten sam znak w przypadku parametrów równoległych do siebie i przeciwny - w przypadku parame- trów prostopadłych. Można stąd wnioskować, że przyczyną zmienności PC2 może być deformacja tektoniczna. Pozostałe główne składowe obejmujące w sumie 13,3% zmienności opi- sują różnorodność morfologiczną badanej populacji. Nie ma jakiejkolwiek różnicy między postulowanymi dotychczas (Or- łowski, 1985) taksonami (Fig. 1B-D), co przemawia za jedno- rodnością badanej populacji, zaś różnice pomiędzy obydwoma morfotypami wynikałyby z czynnika tektoniczne- go- Dodatkowym testem badanego zespołu skamieniałości była analiza dyskryminacyjna, sprowadzająca wieloparametrowy zestaw danych do jednego wymiaru tak, aby zmaksymalizo- wać odległość między zadanymi grupami. Analiza ta wykaza- ła bardzo duże pokrywanie się zadanych grup, ponadto błąd w zaliczeniu do odpowiedniego morfotypu pojawił się w przypadku 11% badanych okazów. Po weryfikacji i ponow- nym zastosowaniu PCA żaden z morfotypów nie wyodrębnił się. Kolejną zastosowaną metodą była retrodeformacja graficz- na przeprowadzona na płytkach piaskowca z kilkoma zdefor- mowanymi kranidiami ułożonymi w jednej płaszczyźnie lecz o osiach położonych w różnych kierunkach. Retrodeformacja została wykonana techniką proponowaną przez Srivastavę i Shaha (2006). Efektem retrodeformacji są okazy o oryginal- nych proporcjach oraz elipsy opisujące rozkład naprężeń. Po retrodeformacji graficznej znikają różnice między okazami zaliczonymi do C. oratrix i C. igrzycznae. Różnice jakościowe pomiędzy badanymi taksonami (m.in. obecność lub brak kolca policzkowego) zostały zweryfikowa- ne przez wnikliwą analizę zgromadzonej kolekcji okazów ja- ko wynikające z procesów tafonomicznych (Żylińska et al., w druku) i tym samym nie mogą stanowić podstawy do roz- różniania odrębnych gatunków. Przeprowadzone analizy wskazują, że gatunki wyznaczone przez Orłowskiego (1985), tj. C. oratrix i C. igrzycznae są tektonicznymi morfotypami. W świetle aktualnej systematyki rodziny Ellipsocephalidae (Geyer, 1990), badana populacja powinna być zaliczona do rodzaju Berabichia Geyer, 1990 i tym samym przyjąć pełną nazwę: Berabichia oratrix (Or- łowski, 1985) (Żylińska et al., w druku). *Adrian Kin był jednym z pomysłodawców niniejszych ba- dań. Zmarł w 2012 roku. Bibliografia: Geyer, G., 1990. Beringeria, 3: 3-363. Hammer, 0., et al., 2001. Palaeontologia Electronica, 4:1-9. Hughes, N. C. & Jell, P. A., 1992. Lethaia, 25: 317-330. Orłowski, S., 1985. Acta Geologica Polonica, 35: 231-250. Srivastava, D. C. & Shah, J., 2006. Geology, 34: 593-596. Żylińska, A., 2013. Przegląd Geologiczny, 61: 30-39. Żylińska, A., et al., w druku. Geodiversitas. 39 Unikatowe stanowisko gąbek cenomańskich na Podolu Pokuckim D ' I C A (zachodnia Ukraina) J5* 2013 Danuta Olszewska-Nejbert1, Ewa Swierczewska-Gładysz2, Maciej Bąbel1, Andrij Jacyszyn3 , & Andrij Bogucki3 | f |V| | £2 1 Instytut Geologii Podstawowej, Uniwersytet Warszawski, al. Żwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; e-mail: don@uw.edu.pl; m.babel@uw.edu.pl 2 Instytut Nauk o Ziemi, Uniwersytet Łódzki, ul. Narutowicza 88, 90-139 Łódź; e-mail: eswiercz@geo.uni.lodz.pl 3 Faculty of Geography, Ivan Franko National University of Lviv, P. Doroshenka 41, 79000 Lviv, Ukraine; e-mail: jacyshyn@yahoo.com Emil Habdank Dunikowski w publikacji z końca XIX wie- ku opisał 21 gatunków gąbek, w tym 13 nowych z utworów cenomanu z rejonu Nezwyska w zachodniej Ukrainie (Duni- kowski, 1889). Na podkreślenie i szczególne uznanie zasługu- je jego nowoczesne podejście do przedmiotu badań, gdyż w opisach taksonomicznych uwzględnił on cechy szkieletów gąbek. Ze względu na brak zachowanych szkieletów krze- mionkowych w sfosfatyzowanych okazach, Dunikowski za- stosował innowacyjną metodę obserwacji w płytkach cienkich kształtu przestrzeni porowych pozostałych po roz- puszczonych igłach. Niestety, oryginalna kolekcja, nad którą pracował Dunikowski zaginęła. Lata późniejsze dostarczyły nowych informacji na temat cenomańskich gąbek zachodniej Ukrainy i sąsiadującej z nią Mołdawii (Khmilevsky, 1969, 1977; Tres’tjan, 1972,1973). W latach 2009-2012 odbyły się cztery polsko-ukraińskie ekspedycje naukowe na Podole Pokuckie. Przeprowadzono badania terenowe utworów kredowych w rejonie Nezwyska, Petriwa i Horodenki (Fig. 1). Udokumentowano dzisiejszy stan zachowania warstwy fosforytowej w utworach cenoma- nu, która jako złoże fosforytów była przedmiotem eksploata- cji w latach 20-tych ubiegłego wieku (Tokarski, 1931). W roku 2009 w trakcie wyprawy rekonesansowej udało się zlokalizować odsłonięcia warstwy fosforytowej w okolicach Nezwyska i Rakowca. Cenomańska warstwa fosforytowa charakteryzuje się stosunkowo niewielką miąższością, rzędu 20-25 cm i jest przepełniona skamieniałościami. Już pierwsze wstępne badania terenowe pozwoliły na stwierdzenie, iż war- stwa ta jest wyjątkowo bogata w gąbki, które stanowią ponad 95% wszystkich sfosfatyzowanych skamieniałości. Najlepiej zachowane okazy występują w mało zwięzłych iłach margli- stych i marglach, oraz w spągu wapienia inoceramowego (Fig. 2). W pierwszym etapie prac, po dwóch wyprawach w latach 2009-2010 zweryfikowano gatunki gąbek opisane przez Dunikowskiego (1889) jako nowe taksony. Spośród 13 gatunków zaakceptowano jedynie pięć i dla tych zapropono- wano okazy neotypowe (Olszewska-Nejbert & Swierczewska- Gładysz, 2012). Jeden z nich, Laocoetis maxima (Dunikowski, 1889), reprezentuje rząd Hexactinosida. Cztery pozostałe na- leżą do rzędu Lychniscosida: Callodictyonella regularis (Du- nikowski, 1889), Plocoscyphia podolica Dunikowski, 1889, Toulminia polonica Dunikowski, 1889 i Leiostracosia crassa (Dunikowski, 1889). Wyprawa naukowa w 2011 r. zaowocowała zebraniem jeszcze bogatszej kolekcji gąbek z rejonu Nezwyska i Rakow- ca. Rozpoznano również wstępnie nowe stanowisko w Petri- wie (Fig. 1). Zebrane skamieniałości pozwoliły na paleontologiczne opracowanie 31 gatunków gąbek cenomań- skich, wliczając w to taksony, dla których wcześniej wyzna- czono neotypy. Trzydzieści gatunków to gąbki z gromady Hexactinellida, a tylko jeden gatunek należy do lithistida, gą- bek z gromady Demospongea (Olszewska-Nejbert & Swier- czewska-Gładysz, 2013). Opisany zespół gąbek jest taksonomicznie podobny do cenomańskiej fauny gąbkowej z innych regionów Europy, głównie z Europy zachodniej. Czternaście gatunków występujących w badanym materiale Fig. 1. Lokalizacja terenu badań na Podolu Pokuckim, zachodnia Ukraina. A-B - położenie Ukrainy (B) w Europie (A); C - mapa geologiczna obszaru badań (według: Bieniasz, 1887, uproszczona) z lokalizacją opisanych stanowisk paleontologicznych; 1 - utwory starsze od kredy (dewon, jura); 2 - kreda (alb, cenoman, turon); 3 - kenozoik (neogen, czwartorzęd); 4 - współczesne aluwia i obszary zabudowane; 5 - główne drogi; 6 - cerkiew; 7 - lokalizacja odsło- nięć: NS - Nezwysko, południowy stok wąwozu za cerkwią; NN - Nezwysko, północny stok wąwozu za cerkwią; Ra - Rakowec, od- słonięcie w skarpie przy drodze; Pe - Petriw, czynny kamieniołom. jest notowanych w zespołach cenomańskich, przy czym za- sięg stratygraficzny sześciu gatunków: Eurete prolatum Reid, E. meandrina (Regnard), Verrucocoelia vectensis Hinde, Aphrocallistes hurcewiczae Trest'jan, Stichmaptyx undulatum (Moret), Sestrocladia furcata Hinde wydaje się być bardzo wąski, ograniczony tylko do cenomanu. Większość z tych ga- tunków dotychczas była obserwowana jedynie w jednym lub dwóch regionach Europy. Ich szerszy zasięg paleogeograficz- 40 Fig. 2. Widok powierzchni spągowej wapienia inoceramowego z licznymi sfosfatyzowanymi gąbkami, cenoman, Rakowec. A - gąbki bezładnie rozproszone, B - widoczne gęsto, bezładnie upakowane pokruszone gąbki, głównie z rodzaju Laocoetis. ny udokumentowany na Podolu Pokuckim przemawia za tym, iż w cenomanie, przynajmniej okresowo musiało istnieć dobre połączenie pomiędzy zachodnią i wschodnią częścią europejskiego morza epikontynentalnego. Dwanaście gatun- ków opisanych z Podola Pokuckiego jest znanych z innych pięter kredowych. Spośród nich dziesięć: Periphragella plicata (Schrammen), Pleurostoma(?) scyphus Poćta, Laocoetis beau- monti (Reuss), Andreaea micropora Lagneau-Herenger, Di- plodictyon heteromorphum (Reuss), Pleurope lacunosa (Roemer), Becksia plicata (Sinzov), Orthodiscus fragilis Schrammen, Sporadoscinia alcyonoides (Manteli) i Siphonia pyriformis Goldfuss to gatunki po raz pierwszy opisane w utworach cenomanu. W materiale skolekcjonowanym w latach 2009-2011 poja- wiła się także spora liczba okazów, które wydawały się być gatunkami nowymi, ale z powodu braku dobrze widocznych śladów po rozpuszczonych igłach, nie zostały one opisane. W trakcie ostatniej wyprawy, jaka odbyła się w roku 2012 uzupełniono kolekcję gąbek o kolejne okazy z rejonu Ne- zwyska, Rakowca i Petriwa. Stanowisko Petriw nie było do tej pory opisywane w literaturze. Obecnie znajduje się tam czynny kamieniołom, z dobrze odsłaniającą się warstwą fos- forytową. Zebrano tu niezwykle bogatą kolekcję gąbek, liczą- cą kilkaset okazów (kolekcja ta jest w trakcie opracowywania). Nowy materiał pochodzący z Petriwa i wcześniej znanych odsłonięć pozwolił na przygotowanie ko- lejnej pracy, gdzie zaproponowano jeden nowy rodzaj i sześć nowych gatunków Hexactinellida (Swierczewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert, 2013). Cztery z nich reprezentują rząd Hexactinosida: Myliusia rakovensis, Verrucocoelia regulańs, Tretochone cretacea i Heterochone boguckii. Pozostałe dwa należą do Lychniscosida: Dunikowskiella nezvyskensis i Mo- retiella foliacea. Wyróżnione gatunki rzucają nowe światło na zasięgi stratygraficzne rzadkich lub dotychczas nie notowa- nych w kredzie rodzajów (przegląd literatury patrz Swier- czewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert, 2013). Rodzaj Tretochone Reid, reprezentowany dotychczas przez jeden współczesny gatunek T. duplicata (Topsent, 1928) występują- cy w Morzu Sagami koło Japonii (Reiswig & Wheeler, 2002), w utworach cenomanu na Podolu Pokuckim został stwierdzo- ny po raz pierwszy w stanie kopalnym. Dwa kolejne rodzaje z cenomanu Podola Pokuckiego Heterochone Ijima i Myliusia Gray, znane w stanie kopalnym odpowiednio z kampanu Nie- miec i miocenu Hiszpanii, mają przedstawicieli wśród współ- czesnej fauny gąbkowej. Kopalny rodzaj Moretiella Breistroffer był opisywany do tej pory jedynie z aptu Hiszpa- nii i albu Francji. Zespoły cenomańskich gąbek rozpoznanych z różnych sta- nowisk w Europie, głównie na terenie Anglii, Francji i Nie- miec obfitują w przedstawicieli Iithistida (Termier & Termier, 1981), natomiast Hexactinellida są stosunkowo rzadkie i słabo poznane. Cenomańska fauna gąbkowa, reprezentowana przez liczne i zróżnicowane gatunkowo Hexactinellida, jest znana jedynie z Anglii (Reid, 1968) i Normandii (Regnard, 1926). W świetle przeprowadzonych badań, zespół gąbek z Podola Pokuckiego wydaje się być jednym z najbogatszych, jeśli nie najbogatszym zespołem cenomańskich Hexactinellida na świecie, zarówno pod względem ilościowym jak i taksono- micznym. Bibliografia: Bieniasz, F., 1887. Objaśnienia szczegółowe do map Tyśmie- nicy-Tłumacza i Monasterzysk. W: AIth, A. & Bieniasz, F., Atlas Geologiczny Galicyi. Tekst do zeszytu 1: 41-79. Dunikowski, E., 1889. Pamiętniki Akademii Umiejętności, 16: 70-87. Khmilevsky, Z.I., 1969. Paleontologicheskij Sbornik, 2:19-31. Khmilevsky, Z.I., 1977. Paleontologicheskij Sbornik, 14: 41-49. Olszewska-Nejbert, D. & Swierczewska-Gładysz, E., 2012. Palaeontology, 55:1265-1278. Olszewska-Nejbert, D. & Swierczewska-Gładysz, E., 2013. Cretaceous Research, 43:116-144. Regnard, C.H., 1926. Bulletin de la Societe geologique de France, 25: 469-486. Reid, R.E.H., 1968. Geological Magazine, 105:15-22. Reiswig, H.M. & Wheeler, B., 2002. W: Hooper, J. N. A. & Van Soest, R.W.M. (eds), Systema Porifera: a guide to the classification of sponges, 1301-1331. Swierczewska-Gładysz, E. & Olszewska-Nejbert, D., 2013. Jo- urnal of Paleontology, 87: 696-709. Termier, G. & Termier, H., 1981. Cretaceous Research, 2: 427-433. Tokarski, J., 1931. Kosmos, Seria A, 56 (1-2): 1-224. Trest’jan, G. N., 1972. Paleontologicheskij Zhurnal, 6: 171-179. Trest’jan, G.N., 1973. W: Volhtegursky, L.F. et al. (eds), Pale- ontologija i stratigrafija mezokajnozoja juzhnykh okrain Russkoj Platformy: 3-15. 41 Zmineralizowane biofilmy i inne ślady działalności mikroorganizmów ET A TYNIEC Krzysztof Owocki Instytut Paleobiologii, Polska Akademia Nauk, Twarda 51/55, 00-818 Warszawa Działalność drążąca mikroorganizmów w kościach krę- gowców zarówno współczesnych jak i kopalnych jest dość dobrze poznanym procesem (np. jans, 2008; Turner-Walker & Jans, 2008; Danise et al., 2012) jednakże potencjalna rola mikroorganizmów w w procesie fosylizacji części miękkich zwierząt i kości w wyniku wytrącanie różnych faz mineral- nych przez mikrobialne biofilmy jest wciąż słabo poznana (Kaye et al., 2008; Daniel & Chin, 2010). Kości dinozaurów zebrane przez Polsko-Mongolskie Ekspe- dycje na Pustynię Gobi (przełom lat 60-tych i 70-tych ubie- głego wieku) charakteryzują się doskonale zachowanymi strukturami histologicznymi. Najczęstszymi wtórnymi fazami mineralnymi są kalcyt i baryt wypełniające kanały naczynio- we oraz jamy szpikowe niekiedy w formie postępujących po sobie kolejnych generacji. Jednakże część materiału kostnego zebranego przede wszystkim ze stanowiska Tsagan Khushu jest pokryta czarnymi, szczególnie dobrze widocznymi po wypolerowaniu, naskorupieniami tlenków żelaza i manganu, oddzielającymi kości od arkozowego osadu. Badania wykona- ne za pomocą skaningowego mikroskopu elektronowego i mi- krosondy elektronowej wykazały, że warstwa ta jest zbudowana z mieszaniny sferoidalnych i pałeczkowatych agregatów niestechiometrycznych tlenków o rozmiarach 7-15 pm. W obrębie agregatów są widoczne owalne pustki o śred- nicy 1,5-3 pm (Fig. 1A). Agregaty stanowią lepiszcze otacza- jące słabo obtoczony arkozowy szkielet ziarnowy o tym samym składzie co szkielet ziarnowy otaczającego osadu. Warstwa tlenków ma nieciągły agresywny kontakt ze ska- mieniałą tkanką kostną. Obserwacje w świetle odbitym i elektronach wtórnie rozproszonych (BSE) pokazują, że tlen- ki przenikają zewnętrzną warstwę kości do głębokości ok. 300 pm, tworząc mieszaninę agregatów tlenkowych i fragmentów fosforanu o nieregularnych granicach kontaktu (Fig. IB). Bezpośrednia granica miedzy strefą przejściową a kością składa się z drążeń mikrobialnych charakterystycznych dla sinic, tworzących wyraźny front nadtrawiający osteony i inne struktury histologiczne. Niekiedy od strony okostnej wystę- pują fronty tlenkowych faz mineralnych wypełniających struktury histologiczne (w tym jamki i kanaliki kostne) mają- cy w głębszych partiach istoty zbitej charakter wyspowy (Fig. 1C). Czarne nieprzezroczyste tlenki manganu oraz brązowe ółprzezroczyste tlenki żelaza wypełniają jamki, kanaliki ostne oraz radialne spękania diagenetyczne. Liczne sfery tlenkowe występują w kanałach osteonów oraz kanałach Volksmana. Mniejsze kanały są zwykle w pełni wypełnione aglomeratami pozlepianych sfer, natomiast więk- sze pustki w kości mają sfery przyległe do ścian kanałów wy- pełnionych kalcytem. Pojedyncze sfery mają średnicę rzędu 10-15 pm i posiadają rdzeń o wewnętrznej strukturze komór- kowej niekiedy wypełnionej owalnymi lub framboidalnymi fazami tlenkowymi o pojedynczych ziarnach rzędu 0,5-1,5 pm. Analizy EDAX i mikrosondą elektronową wykazały że sfery w większości składają się z mieszaniny niestechiome- trycznych tlenków żelaza natomiast wewnętrzne struktury komórkowe zbudowane są z tlenków manganu i baru. Większe sfery (Fig. ID) o doskonale zachowanej strukturze znalezione w kości goleniowej dinozaura z rodzaju Saurolo- phus zostały poddane ramanowskiej analizie spektroskopo- wej. W otoczkach sfer zidentyfikowano widma hematytu i getytu natomiast w obrębie rdzeni o siateczkowatej porowa- tej budowie wyróżniono widma zkerogenizowanej materii or- ganicznej (Kremer et al., 2012). Agregaty połączonych ze sobą sfer tworzą biofilmy inkru- stujące ściany jam szpikowych i większych kanałów resorp- cyjnych w istocie gąbczastej. Towarzyszą im 42 zmineralizowane strzępki grzybów tworzące trójwymiarowe systemy dichotomicznych włókien o grubości 1,5-3 pm, zbu- dowanych z półprzezroczystych tlenków żelaza lub nieprze- zroczystych czarnych tlenków manganu (Fig. 1E). W obrębie jednego kanału resorpcyjnego strzępki mogą zmieniać swój skład mineralny z tlenków żelaza na tlenki manganu lub na odwrót. Zmiana składu zachodzi radykalnie bez stref przej- ściowych w obrębie pojedynczej strzępki i nie ma wpływu na jej morfologię. W skali całego kanału przejście fazy żelazistej w manganową ma formę ostrego frontu. Ze strzępkami zwią- zane są pojedyncze lub dichotomiczne drążenia mikrobialne penetrujące kość. Biofilm miejscami powoduje rozpad i spulchnienie struktury kości oraz odspojenie bardziej zmi- neralizowanych blaszek kostnych. W przypadku okazu ZPAL MGD 1/8 spulchniona kość jest spenetrowana przez drążenia mikrobialne o średnicy 30 pm deformujące i przebijające strukturę biofilmu oraz penetrujące kość (Fig. 1F). Mecha- niczny charakter tych struktur sugeruje, że ich twórcami mo- gły być nicienie. Mineralizacja jamek i kanalików kostnych jest procesem wymagającym obecności w kości kolagenu potrzebnego do wytworzenia gradientu redox odpowiedniego do zainicjowa- nia wytrącania tlenków (np. Pfretzschner, 2001). Obecność biofilmów może zainicjować i nawet przyspieszyć proces wy- trącania się tlenków żelaza i manganu (Crerar et al., 1980) gdyż jony Fe3+ i Mn4+ są ważnymi substratami anaerobowego metabolizmu bakterii (Ehrlich, 1995). Ponadto sinice i grzyby mogą pasywnie tworzyć akumulacje tlenków żelaza i manga- ny poprzez wiązanie jonów metali w otoczkach śluzowych inicjując krystalizację faz mineralnych (np. Ghiorse, 1984; Konhauser, 1998). Obecność drążeń wykonanych przez sinice oraz radialnych spękań osteonów (Pfretzschner & Tutken, 2011) sugeruje, że kości z tlenkowymi mineralizacjami były okresowo eksponowane na dnie rzeki lub zbiornika wodnego gdzie uległy kolonizacji przez mikroorganizmy, które utwo- rzyły zmineralizowane biofilmy. Kości wypełnione wyłącznie kalcytem i barytem są pozba- wione zmineralizowanych biofilmów oraz wszelkich drążeń mikrobialnych. Kalcyt i baryt są zwykle uważane za póź- nodiagenetyczne fazy wypełniające pustki w kościach. Jed- nakże Trueman et al. (2004) wykazali, że w sprzyjających warunkach minerały te potrafią wypełnić puste przestrzenie w kościach subfosylnych trupów ssaków z parku narodowego Amboseli w ciągu zaledwie dwóch lat. Obserwacje dokonane w kościach dinozaurów z kotliny Nemegt sugerują, że pier- wotnie występowały tam dwa mikrośrodowiska sprzyjające szybkiej fosylizacji, przy czym w przypadku kości, które zale- gały w środowisku wodnym wytrącone na nich mikrobialnie tlenki żelaza i manganu zasklepiły drogę migracji dla innych mikroorganizmów, które mogłyby zainicjować drążenie i roz- pad kości. Kości wypełnione wyłącznie kalcytem i barytem przypuszczalnie zostały szybko pogrzebane w osadzie w wa- runkach suchego klimatu o zmiennym poziomie lustra wody, co sprzyjało szybkiej krystalizacji kalcytu i barytu. Powyższe obserwacje są zgodne z interpretacją zaproponowaną przez Jerzykiewicza (1998) dla środowiska sedymentacji kościono- śnych osadów kotliny Nemegt jako kredowego odpowiednika współczesnej śródlądowej delty Okawango, zasilanej sezono- wymi wodami powodziowymi. Bibliografia: Crerar, D. A. et al., 1980. W: Varentsov, I.M. & Grasselly, G. (eds). Geology and Geochemistry of Manganese, 3: 285-303. Daniel, J.C. & Chin K., 2010. Palaios, 25: 507-516. Danise, B. et al., 2012. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Fig. 1. Zmiany diagenetyczne i ślady działalności mikrobialnej w kościach dinozaurów z kotliny Nemegt. A - agregaty tlenkowe w skorupie pokrywającej kość dinozaura (obraz BSE, skala 5 pm), B - drążenia wykonane przez sinice w kości dinozaura pokrytej skorupą tlenkową (obraz BSE, skala 150 pm), C - tlenki żelaza i manganu wypełniające kanały osteonów oraz jamki i kanaliki kostne (światło przechodzące, skala 40 pm), D - sfera tlenkowa o podwójnym porowatym rdzeniu w jamie szpikowej dinozaura z rodzaju Saurolophus (obraz BSE, skala 20 pm), E - zmineralizowane strzępki grzybów w kanale resorpcyjnym istoty gąbczastej (światło przechodzące, skala 50 pm), F - drążenia w kości dinozaura prawdopodobnie wykonane przez nicienie (światło przechodzące, skala 80 pm). Palaeoecology, 318:13-26. Ehrlich, H.L., 1995. W: Ehrlich, H. L. (ed.). Geomicrobiology: 108-142. Ghiorse, W.C., 1984. Annual Review of Microbiology, 38: 515-550. Jans, M.M.E., 2008. W: Wisshak, M. & Tapanila, L. (eds.). Current Developments in Bioerosion: 397-413. Jerzykiewicz, T., 1998. Geoscience Canada, 25:15-26. Kaye, T.G. et al., 2008. PLoS ONE 3 (7): e2808. doi: 10.137 l/journal.pone.0002808 Konhauser, K.O., 1998. Earth-Science Reviews, 43: 91-121. Kremer, B. et al., 2012. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 358-360: 51-61. Pfretzschner H.-U., 2001. Neues Jahrbuch fur Geologie und Palaontologie, Abhandlungen, 220: 417-429. Pfretetzschner, H.-U. & Tutken, T., 2011. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 310:117-123. Trueman, C.N. et al, 2004. Journal of Archaeological Science, 31: 721-739. Turner-Walker, G. & Jans, M., 2008. Palaeogeography, Pala- eoclimatology, Palaeoecology, 266: 227-235. 43 Ewolucja i sukcesja flor towarzyszących szczątkom kostnym i tropom dinozaurów w górnym triasie i dolnej jurze południowej Polski G. Pacyna1, D. Zdebska1, M. Barbacka2 & J. Ziaja2 1 Zakład Paleobotaniki i Paleoherbarium, Instytut Botaniki Uniwersytet Jagielloński, ul. Lubicz 46, 31-512 Kraków; e-mail: grzegorz.pacyna@uj.edu.pl, danuta.zdebska@uj.edu.pl 2 Zakład Paleobotaniki, Instytut Botaniki im. W. Szafera, Polska Akademia Nauk, ul. Lubicz 46, 31-512 Kraków; e-mail: barbacka@botan.nhmus.hu, J.Ziaja@botany.pl P#LEO 2013 TYNIEC Późny trias i wczesna jura to okres różnicowania się, a na- stępnie początek dominacji dinozaurów w ekosystemach lą- dowych. Jest to również początek znaczących przemian we florach związanych z ewolucyjnym powstawaniem nowych grup roślin i wymieraniem innych. Wzajemne relacje roślin i roślinożernych dinozaurów tego czasu są jeszcze słabo po- znane, a zmiany florystyczne mogły mieć niebagatelny wpływ na radiację tych zwierząt. Polskie odsłonięcia i profile wierceń z górnego triasu i dolnej jury dają możliwość prze- śledzenia zmian we florach w tym istotnym dla ewolucji lą- dowych ekosystemów czasie i umożliwiają podjęcie próby odtworzenia wzajemnej relacji roślin i roślinożerców w tym okresie. Najstarsze chronologicznie jest stanowisko w Krasiejowie na Śląsku Opolskim. Dostarczyło ono przełomowego dla ro- zumienia ewolucji kręgowców w górnym triasie zespołu ska- mieniałości (Dzik & Sulej, 2007). Roślinożerny Silesaurus opolensis ma nie tylko wielkie znaczenie ewolucyjne w od- szyfrowaniu pokrewieństw wśród najstarszych dinozaurów, ale również jest dowodem na to, że wśród pradinozaurów by- ły formy roślinożerne. Na podstawie biochronologii zespołów kręgowców oraz konchostraków wiek stanowiska został osza- cowany jako górny karnik (Dzik & Sulej, 2007). Trwające ba- dania makroflory tego stanowiska (mikroflora nie zachowała się) potwierdzają ten wiek. Flora z Krasiejowa, jakkolwiek słabo zachowana, uboga taksonomicznie i trudna w interpre- tacji, jest najbardziej podobna do niemieckiej flory z Cobur- ger Sandstein. Elementy wilgociolubne są najrzadsze w tej florze. Udało się oznaczyć tylko jeden gatunek paproci - Sphenopteris schoenleiniana, a skrzypów nie ma w niej wca- le. Dominują za to sucholoubne rośliny iglaste podobne do współczesnej araukarii o ulistnieniu typu Voltzia (przynaj- mniej 3 gatunki), których żeńskie szyszki są opisywane pod nazwami Glyptolepis, Pseudohirmerella i Pachylepis. Wystę- pują też słabo zachowane męskie szyszki tych iglastych oraz trudne w oznaczaniu, ale bardzo licznie znajdowane ich na- siona. Nasiona triasowych roślin szpilkowych są na świecie słabo poznane, dlatego nowe taksony z Krasiejowa poszerzają zakres wiedzy na ich temat. Inne grupy nagozalążkowych po- zostawiły po sobie bardzo skąpe ślady w Krasiejowie, są to fragmenty liści benetytów z rodzaju Pterophyllum oraz ulist- nienie Desmiophyllum o bliżej nie znanym pokrewieństwie botanicznym. Nieco młodsze wiekowo od Krasiejowa, prawdopodobnie noryckie, górnośląskie stanowiska flor: Woźniki, Poręba i Pa- toka, charakteryzują się występowaniem już stosunkowo no- woczesnych form iglastych o ulistnieniu zwanym Brachyphyllum, przypominającym pędy sadzonych w ogro- dach tui. W Woźnikach znaleziono kości roślinożernego pra- dinozaura spokrewnionego z silezaurem (Sulej et al., 2011). Flora tego stanowiska, zachowana jako piękne odlewy w kre- mowym wapieniu wytrąconym w ciepłych źródłach jest zna- na od XIX wieku (Roemer, 1870), ale nadal nie doczekała się pełnego profesjonalnego paleobotanicznego opisu. Dominują w niej rośliny iglaste z rodzaju Brachyphyllum, ale są rów- nież skrzypy Equisetites i benetyty Pterophyllum. W Porębie, 44 gdzie odkryto jedne z najstarszych na świecie żółwi, znale- ziono też wielki, kilkunastometrowy pień rośliny iglastej (Su- lej et al., 2012). Flora Patoki jest uboga taksonomicznie (dominują w niej również gatunki roślin iglastych), ale znakomicie zachowana. Tak dobrze zachowana flora norycka nie była dotychczas znana z Europy i wypełnia istotną lukę w poznaniu flor tria- sowych. Szczegóły budowy kutikuli poznane dzięki użyciu mikroskopu fluorescencyjnego pozwalają na identyfikację poszczególnych organów rośliny oraz połączenie elementów o identycznej budowie kutikuli co umożliwia pełną rekon- strukcję całej wymarłej rośliny iglastej (drewno-ulistnie- nie-organy rozmnażania-ziarna pyłku), co jest rzadkością we florach kopalnych. Nowa roślina iglasta z Patoki ma stosun- kowo ewolucyjnie zaawansowane ulistnienie typu Brachy- phyllum, typowe dla jurajskich i kredowych szpilkowych stowarzyszone z nowym rodzajem łusek nasiennych, które ewolucyjnie dadzą się wyprowadzić z prymitywnych łusek nasiennych typu Voltzia. W zalążkach tworzonych na tych łuskach udało się odkryć ziarna pyłku dotychczas znajdowane jedynie w stanie rozproszonym. Trias to okres wyjątkowo in- teresujący w ewolucji roślin szpilkowych. W tym czasie, w obrębie prymitywnej grupy Voltziales zachodzą bardzo in- tensywne procesy ewolucyjne prowadzące do powstania współczesnych rodzin szpilkowych. Najstarsi przedstawicie współczesnych rodzin są znani z górnego triasu. Poszczególne etapy przekształcania się prymitywnych Voltziales w za- awansowane ewolucyjnie rodziny współczesnych szpilko- wych w triasie są jeszcze słabo udokumentowane. Roślina z Patoki może pomóc zapełnić tę lukę i może mieć duże zna- czenie dla wyjaśnienia etapów powstawania współczesnych rodzin szpilkowych. Retyckie flory z Górnego Śląska znane są od początku XIX wieku. Pierwszą taką florę z okolic Kluczborka opisał Goep- pert w 1846 roku. Niezwykle ciekawe jest nowe stanowisko z bogatą i zróżnicowaną retycką florą - Lipie Sląskie-Lisowi- ce. Występowanie przewodniej paproci nasiennej Lepidopte- ris ottonis potwierdza retycki wiek tego stanowiska. Jak dotychczas nie znaleziono na nim roślinożernych dinozaurów, ale występują tam ich krewni - prawdopodobnie wszystko- żerne aetozaury oraz ogromne roślinożerne gady ssako- kształtne - dicynodonty (Dzik et al., 2008). Bogata flora z Lipia Śląskiego mogła wyżywić tak wielkich roślinożerców. Dominowały tam drzewa iglaste wywodzące się ewolucyjnie od tych występujących w Krasiejowie oraz sagowce i papro- cie nasienne. Również retyckiego wieku jest flora znaleziona w Tatrach, w Czerwonych Żlebkach i opisana jeszcze w końcu XIX wie- ku przez Raciborskiego (1890). Rozpoznał on wśród słabo za- chowanych szczątków roślin, najliczniej występujące skrzypy (Neocalamites lehmannianus, Equisetum chałubiński) i pa- procie (Clathropteris, Dictyophyllum, Pecopteris, Cladophle- bis) oraz rzadkie iglaste (Palissya, Widdringtonites). Tropy dinozaurów z tego stanowiska należące prócz drapieżników do roślinożernych wczesnych ptasiomiednicznych oraz pro- zauropodów lub zauropodów zostały w pełni opisane dopiero w ostatnich latach (Niedźwiedzki, 2011). Tropy dinozaurów zostały również znalezione na wielu stanowiskach dolnej jury (hettang) w Górach Świętokrzy- skich (Gierliński & Pieńkowski, 1999). Do najciekawszych z tych stanowisk należy Sołtyków (Odrowąż). Zróżnicowana flora tego stanowiska złożona z widłaków, skrzypów, paproci, paproci nasiennych, iglastych, sagowców, benetytów, miło- rzębowych i gniotowych pochodzi z kilku odmiennych ekolo- gicznie zbiorowisk roślinnych i reprezentuje formy od roślin zielnych, przez krzewy, po niezbyt wysokie drzewa (Barbacka et al., 2010). Były one pokarmem dla zauropodów, które osią- gnęły w tym okresie znaczne rozmiary. Na nieco młodszym geologicznie (również hettang) stano- wisku Gromadzice, z roślinożernych dinozaurów zostawiły tropy zauropody i małe dinozaury ptasiomiedniczne, ale skład flory odbiega jednak od tej z Sołtykowa. Pierwszy opisał florę z tego stanowiska Raciborski (1891, 1892), a nowo zebrane okazy pozwolą uzupełnić i znacznie rozszerzyć wiedzę o tej florze. Dominowały tu rośliny pokrewne współczesnemu mi- łorzębowi o silnie podzielonych liściach zebranych na krótko- pędach (Gingkoites, Sphenobaiera, Czekanowskia, Culgoweria?). Znalezione dotychczas odciski fragmentów ga- łęzi i pni pozwalają przypuszczać, że były to rośliny o pokroju krzewów lub niewielkich drzew. Liczne i dobrze zachowane są ich organy rozmnażania, zaliczane do rodzajów Leptostro- bus, Ixostrobus, Stachyopitys i Cycadocarpidium. Tajemnicze liście iglastych o bliżej nie znanych pokrewieństwach - Po- dozamites, Desmiophyllum, Palissya i Stachyotaxus są licznie znajdowana na tym stanowisku. Wilgociolubne skrzypy i pa- procie są tu rzadkie, ze skrzypów występuje Equisetites i Neocalamites, z paproci m. in. Marattiopsis, Dictyophyllum, Cladophlebis i Phlebopteńs. Nieliczne paprocie nasienne są reprezentowane przez liście Pachypteris i Sagenopteńs. Dobrze zachowanych skamieniałości roślinnych z dolnej jury dostarczyły wykonane w tym samym rejonie Gór Świę- tokrzyskich wiercenia Huta i Studzianna. Wzbogacają one znajomość flory hetangu tego rejonu o liście miłorzębowych z rodzajów Pseudotorellia i Phoenicopsis. Zasypane przez wydmy paprocie lub zielne iglaste zostały znalezione w Smi- łowie (górny pliensbach) (Gierliński et al., 2006). Pierwsze opisy flor późnego triasu i wczesnej jury Polski dali Goeppert, Roemer i Raciborski. Wyniki ich badań na ten temat wpisały się trwale do literatury światowej. Nowe okazy pochodzące zarówno z opisanych przez nich stanowisk, jak i z nowych, niedawno odkrytych, gdzie szczątki roślinne to- warzyszą szczątkom kostnym i tropom dinozaurów pozwalają uzupełnić, rozszerzyć i wnieść nowe dane do poznania triaso- wo-jurajskiej flory kopalnej Polski. Uzupełniają wciąż jeszcze skąpą wiedzę o interakcjach rośliny-zwierzęta w mezozoiku. Badania paleobotaniczne okresu przejściowego trias-jura przyczyniają się również do lepszego zrozumienia szeroko ostatnio dyskutowanych problemów ewolucji ekosystemów i masowych wymierań. Projekt został sfinansowany ze środków Narodowego Cen- trum Nauki przyznanych na podstawie decyzji numer DEC- 2012/05/B/NZ8/00990. Bibliografia: Barbacka, M. et al., 2010. Acta Geologica Polonica, 60: 373-392. Dzik, J. & Sulej, T., 2007. Palaeontologia Polonica, 64:1-27. Dzik, J. et al., 2008. Acta Palaeontologica Polonica, 53: 733-738. Gierliński, G. & Pieńkowski, G., 1999. Geological Quarterly, 43: 329-346. Gierliński, G. et al., 2006. Przegląd Geologiczny, 54:139-141. Goeppert, H. 1846. Uebersicht der Arbeiten und Veranderun- gen der Schlesischen Gesellschaft fur vaterlandische Cultur: 139-149. Niedźwiedzki, G., 2011. Acta Palaeontologica Polonica, 56: 291-300. Raciborski, M., 1890. Rozprawy Wydziału Matematycz- no-Przyrodniczego AU, 21: 243-260. Raciborski, M., 1891. Rozprawy Wydziału matematyczno- przyrodniczego AU, 23: 292-326. Raciborski, M., 1892. Rozprawy Wydziału matematyczno- przyrodniczego AU, 22: 345-360. Roemer, F. 1870. Geologie von Oberschlesien. Breslau, Nisch- kowsky. Sulej, T. et al., 2011. Earth & Environmental Science Trans- actions of the Royal Society of Edinburgh, 101: 261-269. Sulej, T. et al., 2012. Journal of Vertebrate Paleontology, 32: 1033-1041. 45 Gąbki z rodzaju Laocoetis Pomel, 1872 (Hexactinosida, Craticulariidae): żyjące skamieniałości? A. Pisera1 & K. R. Tabachnick2 1 Instytut Paleobiologii, Polska Akademia Nauk, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa; e-mail: apis@twarda.pan.pl 2 P.P. Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences, Moscow, Russia; e-mail: tabachnick@mail.ru P#LEO 2013 TYNIEC Rodzaj Laocoetis Pomel, 1872 (Hexactinellida, Hexactino- sida, Craticulariidae) należy do nielicznych przykładów ro- dzajów gąbek Hexactinellida, które zostały zaproponowane dla form kopalnych, a dopiero znacznie później znaleziono je- go żyjących przedstawicieli. Gąbki należące do tego rodzaju są niezwykle charakterystyczne ze względu na układ wylotów kanałów, który czyni je łatwo rozpoznawalnymi nawet przez niespecjalistów i należą do częstych skamieniałości począw- szy od jury. Gąbki z rodzaju Laocoetis Pomel (w starszej lite- raturze znany jako Craticularia Zittel, 1877), występują w osadach jurajskich i kredowych Europy, gdzie są bardzo częste, a także Australii i Antarktydy, gdzie są rzadkie. Licz- nie występują też w osadach eocenu Hiszpanii i Włoch oraz miocenu Algierii, a z pliocenu notowane są na Sardynii. Bar- dzo zbliżone morfologicznie formy zostały też znalezione w skałach późnego dewonu Polski. Pomimo tego szczegóły budowy szkieletu (a w szczególności kwestia igieł ektosomal- nych) nie zostały nigdy dobrze poznane, głównie ze względu na brak odpowiednio zachowanego materiału, a taksonomia form kopalnych opiera się na tak zawodnych kryteriach jak układ, kształt oraz rozmiar ujść kanałów choanosomalnych. Formy współczesne natomiast, znalezione dopiero w latach 60-tych ubiegłego wieku, należą do jednego słabo poznanego gatunku Laocoetis perion Levi, 1986 wyłącznie z SW Oceanu Indyjskiego. Nowe znalezisko żyjących Laocoetis perion z re- jonu Madagaskaru, reprezentowane przez liczne i dobrze za- chowane okazy pozwala na zbadanie całego zestawu igieł, w tym mikroskler, który nie był dotychczas znany, oraz po- równanie z także nowymi, wyjątkowo dobrze zachowanymi okazami kopalnymi z osadów późnej jury Polski. Okazy ju- rajskie poza świetnie zachowanym szkieletem choanosomal- nym (diktionalnym), mają zachowane również igły ektosomalne (choć brak mikroskler). Pozwala to na rewizję rodzaju, w tym jego historii taksonomicznej i geologicznej. Porównanie szczegółów szkieletu pokazało, że choć istnieją pewne różnice w szkielecie diktionalnym i ektosomalnym między okazami jurajskimi i współczesnymi, to są na tyle niewielkie, że pozwalają zaliczyć badane okazy do dwóch różnych gatunków jednego rodzaju, którego historia geolo- giczna sięga wstecz ponad 150 milionów lat, do późnej jury. Pokazuje to, że przynajmniej niektóre gąbki Hexactinellida charakteryzują się niezwykle konserwatywną strukturą szkieletu i w wypadku rodzaju Laocoetis można mówić o ży- jącej skamieniałości. 46 Uniformitarianizm a katastrofizm - dwie odmienne wizje historii Ziemi? Grzegorz Racki Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Będzińska 58, 41-200 Sosnowiec; e-mail: racki@us.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Wszechobecny do niedawna dogmat w naukach geologicz- nych głosił, iż uniformitarianistyczny paradygmat, zapropo- nowany pod koniec XVIII w. przez Jamesa Huttona i sformułowany ostatecznie przez „ojca geologii’ Karola Lyel- Ia (1830-1832), a następnie wsparty darwinowskim modelem gradualizmu w biologii ewolucyjnej, jest jedyną racjonalną i prawdziwą interpretacją historii naszej planety. W oryginal- nym XIX-wiecznym ujęciu, sztandarowe hasło aktualizmu „teraźniejszość jest kluczem do przeszłości’ i zasada, iż tempo procesów ziemskich było zawsze stałe, miały stanowić prze- ciwstawienie irracjonalistycznej, nawiązującej do kreacjoni- zmu, rewolucyjnej wizji dziejów Ziemi. Ta szkoła naukowa została zainicjowana przez Georgesa Cuviera w formie „revo- lutions de la surface du Globe” (Cuvier, 1812, 1831). Niemniej jednak, cyklicznie powtarzające się kataklizmy/wymierania i akty stworzenia są niesłusznie przypisywane temu wielkie- mu paleontologowi (Ager, 1993); to „niedźwiedzia przysługa” jego ucznia Allcide’a d’Orbigny’ego. Ów rzekomo nienauko- wy katastrofizm sprzed równo 200 lat był bowiem całkiem udaną próbą syntezy szybko rozwijającej się wiedzy na temat charakteru zapisu stratygraficznego. Potwierdza to też przy- padek zignorowanych wówczas punktualistycznych idei Pa- tricka Matthew, opisany niedawno przez Michaela Rampino (2011). Celem referatu jest: (1) wykazanie, iż totalne przeciwsta- wienie teorii Cuviera i Lyella nie całkiem odpowiada praw- dzie historycznej (Hallam, 1983; Ager, 1993), jak również (2) historia biosfery, w obecnym jej rozumieniu, nawiązuje bar- dziej do modeli punktualistycznych (zaburzanej równowagi) niż ortodoksyjnie gradualistycznych. Jak opisał to Ager (1973): zapis stratygraficzny jest jak życie żołnierza, „długie okresy nudy rozdzielone epizodami walki o życie". Ilustracją ewoluującej w tym kierunku myśli geologicznej są koncepcje jednostek ekologiczno-ewolucyjnych (Boucot, 1983) i global- nej stratygrafii zdarzeń (Walliser, 1996). Rzadkie zdarzenia i katastrofy ekologiczne, nierzadko mające uwarunkowania o skali energetycznej niespotykanej w czasach historycznych, są obecnie powszechnie akceptowanym elementem dziejów Ziemi i współczesnej teorii ewolucji (Gretener, 1967; Ager, 1973; 1993; Hsu,1989; Hoffman, 1997; Baker, 1998; Palmer, 2003; Marriner et al., 2010). Jednoznacznym zapisem tego jest pięć wielkich wymierań w trakcie fanerozoiku. Nawet jeśli każde z nich jest przedmiotem większej czy mniejszej kontro- wersji co do przyczyn drastycznej redukcji bioróżnorodności w skali globalnej, to coraz częściej tej rangi kryzysy biotyczne łączone są z wielkoskalową aktywnością wulkaniczną (Racki, 2009, 2012). Nie ulega też wątpliwości, iż przez dekady negowany wpływ czynników pozaziemskich, przede wszystkim uderzeń bolidów, musi być poważnie rozpatrywany jako jedna z przy- czyn tego typu apokaliptycznych perturbacji globalnego eko- systemu, co jednoznacznie udowodniono dla granicy kreda-paleogen (Reimold, 2007; Nield, 2011; Racki, 2012). To właśnie rok 1980 (publikacja pracy zespołu Luisa Alvareza w „Science” o pozaziemskim podłożu wyginięcia dinozaurów) jest dziś zwykle uznawaną datą spektakularnego zwycięstwa teorii uniformitarianizmu katastroficznego (termin użyty po raz pierwszy przez Derka Agera już w 1973 r.). Przy rekon- strukcjach kopalnych środowisk, przejawem odejścia od de- dukcyjnego sposobu myślenia w paleoekologii jest „ancient taxonomic uniformitarianism” („to przeszłość jest kluczem do przeszłości’; Dodd & Stanton,1981). Z drugiej strony, wielu jest totalnie zapomnianych prekursorów tego zrywania z okowami metodologii aktualistycznej, a także żmudnego wprowadzania różnych neo-katastroficznych herezji do na- ukowego “mainstreamu” - zwłaszcza wśród badaczy nie- mieckich (np. hipoteza ziemskiego impaktu meteorytu Reinolda Reichenbacha z 1858 r.) i rosyjskich (np. scenariusz kataklizmu wulkanicznego Dymitra Soboleva z 1928 r.). Sed- no tej pełzającej rewolucji naukowej, skutkującej dopiero pod koniec XX wieku ustanowieniem bardziej holistycznego pa- radygmatu do rozumienia geologicznej historii Ziemi, trafnie podsumował Kenneth Hsu (1989, s. 753): “Jako osobniki Ho- mo sapiens, o zbiorowej pamięci krótszej niż 10 tysięcy lat, bylibyśmy aroganccy naśladując Lyella i zakładając, że do- świadczyliśmy wszystkiego co jest możliwe, podczas gdy geologia mówi nam, że tempo i energia naturalnych proce- sów nie pozostawały niezmienne w ciągu miliardów lat dzie- jów geologicznych”. Prawie identyczne zapatrywania pojawiły się już w momencie wprowadzenia doktryny rady- kalnego aktualizmu przez Lyella (Hallam, 1983; Nield, 2011), ale dopiero obecnie zdajemy sobie coraz lepiej sprawę, iż bez dogłębnego poznania przeszłości naszej planety nie będziemy w stanie ani zrozumieć teraźniejszości, ani prognozować przyszłości. „The Past is the Key to the Present” - to zresztą tytuł okolicznościowego tomu londyńskiego Towarzystwa Geologicznego, wydanego w 1998 r. z okazji... dwusetnej rocznicy urodzin Karola Lyella. Bibliografia: Ager, D., 1973. The Nature of the Stratigraphical Record. John Wiley. Ager, D., 1993. The New Catastrophism: The Importance of the Rare Event in Geological History. Cambridge University Press. Alvarez, L.W. et al, 1980. Science, 208:1095-1108. Baker, V.R., 1998. W: Blundell, D.J. & Scott, A.C. (eds.), Geo- logical Society of London, Special Publications, 143:171-182. Boucot, A.J., 1983. Journal of Paleontology, 57: 1-30. Cuvier, G., 1812. Discours preliminaire. W: Recherches sur Ies Ossements Fossiles de Quadrupedes. Deterville, Paryż. Cuvier, G., 1831. A Discourse on the Revolutions of the Sur- face of the Globe, and the Changes Thereby Produced in the Animal Kingdom. Carey & Lea, Filadelfia. http://www.geoIo- gy.19thcenturyscience.org/books/1831-Cuvier-RevoIu- tions/1831-Cuvier-RevoIutions.pdf. Dodd, R. & Stanton, R.J., 1981. Paleoecology: Concepts and Applications. John Wiley. Gretener, P.E., 1967. AAPG Bulletin, 51: 2197-2206. Hallam, A., 1983. Great Geological Controversies. Oxford University Press. Hoffman, A. 1997. Wokół ewolucji. Państwowy Instytut Wy- dawniczy. Hsu, K.J., 1989. Journal of the Geological Society, 146: 749-754. Lyell, C., 1830-1833. Principles of Geology, vol. I-III. Murray, Londyn. http://www.geoIogy.19thcenturyscience.org/bo- oks/1850-LyeII-PrincipIes/l 850-LyeII-PrincipIes.pdf. Marriner, N. et al., 2010. Global and Planetary Change, 74: 43-48. 47 Nield, T., 2011. The Falling Sky: The Science and History of Meteorites and Why We Should Learn to Love Them. Lyons Press, Guilford, CT. Palmer, T., 2003. Perilous Planet Earth. Catastrophes and Ca- tastrophism through the Ages. Cambridge University Press. Racki, G„ 2009. Kosmos, 58: 529-545. Racki, G., 2012. Acta Palaeontologica Polonica, 57: 681-702. Rampino, M.R., 2011. Historical Biology, 23: 227-230. Reichenbach, R., 1858. Annalen der Physik und Chemie, 181: 551-563. Reimold, W.U., 2007. South African Journal of Geology, 110: 1-46. Sobolev D.N., 1928. Zemla i Zhizn, III. O Prichinakh Vymira- nya Organizmov. Nauchno-Popularnaya Biblioteka Ukrain- skogo Otdelenya Geologicheskogo Komiteta, 1:1-75. Kijów. Walliser, O.H. (ed.), 1996. Global Events and Event Stratigra- phy in the Phanerozoic. Springer. 48 Żelaziste mikrobiocenozy w fameńskich skondensowanych wapieniach głowonogowych z Gór Świętokrzyskich Michał Rakociński Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: rakocinskimichal@wp.pl P#LEO 2013 TYNIEC W wielu skondensowanych sukcesjach osadowych wystę- pujących na świecie od dolnego dewonu po górną jurę znane są, obecne na muszlach głowonogów oraz innych bioklastch, żelaziste mikrostromatolity oraz filamenty żelazistych bakte- rii i grzybów (np. Preat et al., 2008). Szczególnie liczne są one w wapieniach dewońskich typu "gńotte" (np. Preat et al, 1999) oraz jurajskich typu Ammonitico Rosso (np. Preat et al., 2000, 2006, 2011). Dotychczas takie obserwacje nie zostały przeprowadzone na tego typu dewońskich osadach odsłaniających się w Pol- sce. Występowanie w górnym dewonie Gór Świętokrzyskich łatwo dostępnych stanowisk skondensowanych wapieni gło- wonogowych daje możliwość wglądu w te mikrobiocenozy. Analizując szlify, skondensowanych wapieni głowonogowych występujących w okolicach Gałęzie (Ostrówka, Besówka) oraz na Kadzielni stwierdzono, na muszlach lub fragmentach muszli głowonogów oraz kolumnaliach liliowców, obecność mikrodrążeń i charakterystycznych otoczek i żelazistych mi- krostromatolitów oraz filamentów (?) grzybów. Niewykluczo- ne, iż w analizowanej mikrobiocenozie występują również żelaziste bakterie, ale konieczne są obserwacje przy użyciu mikroskopu skaningowego (por. Preat et al., 2008). Ponieważ często współwystępują one w asocjacjach z żelazistymi mi- krostromatolitami oraz grzybami (Preat et al., 2000, 2006, 2008), można ostrożnie założyć, iż występują one również w przypadku badanych asocjacji dewońskich. Obecność filamentów żelazistych bakterii i grzybów może świadczyć o obecności warunków anoksycznych lub dysok- sycznych, w pobliżu granicy woda-osad w różnych paIeo(mi- kro)środowiskach, gdzie żelazo może występować jako zredukowane rozpuszczone jony Fe2+ (por. Preat et al., 2000, Mamet & Preat, 2006a,b), utleniane następnie w procesach bakteryjnych. Potwierdzają to obserwacje dotyczące ekologii współczesnych żelazistych mikrobiocenoz (por. Boulvain et al., 2001; Preat et al., 2008). O fluktuacjach warunków redoks panujących w strefie przydennej w kierunku warunków dy- soksycznych/anoksycznych mogą świadczyć wysokie warto- ści stosunków U/Th (Rakociński, dane niepublikowane) oraz obecność śladowych ilości arylowych izoprenoidów w prób- kach wapieni głowonogowych z Ostrówki (prof. dr hab. L. Marynowski, informacja ustna 2011). Z drugiej strony, wa- pienie cheilocerasowe z Kadzielni, zawierające liczną faunę bentosową, powstawały w warunkach tlenowych. Znane jest występowanie współczesnych żelazistych mat mikrobialnych w niezwykle zróżnicowanych środowi- skach, m.in. w gorących źródłach wulkanicznych, oceanicz- nych ventach hydrotermalnych, morskich oraz słodkowodnych środowiskach, kwaśnych wodach kopalnia- nych, jaskiniach czy glebach (por. Gillan, 2003; Baele et al., 2008 i literatura tam cytowana). Jak sugerują Boulvain et al. (2001), kopalne żelaziste mikrostromatolity najprawdopo- dobniej nie mają współczesnych odpowiedników w morskich środowiskach i raczej nie były one tworzone przez organizmy fototroficzne związane z cjanobakteriami (Della Porta et al., 2003). W związku z powyższym nie mogą być wykorzystane jako wskaźniki strefy fotycznej oraz batymetrii zbiornika (Preat et al., 2008). Ponadto, również grzyby, analogicznie jak cjanobakterie, są zdolne do wychwytywania oraz wiązania luźnych cząstek osadu w formie mikrostromatolitów (Ferret- ti, 2005; por. Boulvain et al., 2001). Serdecznie dziękuję prof, dr hab. Grzegorzowi Rackiemi (Uniwersytet Śląski), za wprowadzenie i zapoznanie mnie z niniejszą tematyką. Niniejsze badania zostały sfinansowane dzięki środkom na prowadzenie badań naukowych lub prac rozwojowych młodych naukowców oraz uczestników studiów doktoranckich Wydziału Nauk o Ziemi US numer 1M-0411-001-1-01 pt. "Zespoły inkrustujące oraz drążące muszle górnodewońskich głowonogów z Gór Świętokrzy- skich”. Bibliografia: Baele, J-M. et al., 2008. W: Hoover, R.B. et al., (eds.), Instru- ments, Methods, and Missions for Astrobiology XI, Proc. of SPIE Vol. 7097,12 pp. Boulvain, F. et al., 2001. Facies, 44: 47-60. Della Porta, G. et al., 2003. W: Wong, Th.E. (ed.), Proce- edings of the XVth International Congress on Carboniferous and Permian Stratigraphy: 243-250. Ferretti, A., 2005. Bolletino della Societa Paleontologica Ita- lians 44: 263-278. Gillan, D.C., 2003. W: Krumbein, W.E. et al., (eds.), Fossil and Recent biofilms: 241-248. Kluwer, Dordrecht. Mamet, B. & Preat, A., 2006a. Sedimentary Geology, 185: 147-157. Mamet, B. & Preat, A., 2006b. Revista Espańola de Micropa- leontologia, 38: 219-228. Preat, A. et al., 1999. Sedimentary Geology, 126: 223-242. Preat, A. et al., 2000. Sedimentary Geology, 137:107-126. Preat, A. et al., 2006. Facies, 52: 265-278. Preat, A. et al., 2008. Facies, 54:107-120. Preat, A. et al., 2011. Sedimentary Geology, 237:179-188. 49 Mikrokonchidy jako dominujące organizmy inkrustujące skalne podłoże: przykład z dolnego famenu Centralnego Dewońskiego Pola w Rosji Michał Rakociński, Michał Zatoń, Paweł Filipiak & Wojciech Krawczyński P#LEO 2013 TYNIEC Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: mzaton@wnoz.us.edu.pl, rakocinskimichal@wp.pl, pawel.filipiak@us.edu.pl, wojtekk@us.edu.pl Mikrokonchidy były niewielkimi sesylnymi organizmami zaopatrzonymi w kalcytowe, zwykle planispiralnie zwinięte rurki. Od samego początku ich występowania w zapisie ko- palnym (późny ordowik) aż do ich zaniku (jura środkowa), inkrustujące mikrokonchidy zasiedlały utwardzone i lite pod- łoża w różnorodnych środowiskach depozycyjnych (Taylor & Vinn, 2006; Zatoń et al., 2012). Niniejszy przykład dotyczy wczesnofameńskich (późny de- won) mikrokonchidów zasiedlających lite podłoża (klasty) w środowisku morskim na obszarze szelfu ówczesnego konty- nentu Laurosji. Badane klasty stwierdzone zostały w obrębie dolnofameńskich (poziom crepida) muszlowców ramieniono- gowych. Wielkość klastów waha się od kilku do ponad dwu- dziestu cm średnicy, a ich kształt może być wrzecionowaty, nieregularny lub okrągławy. Fakt, że wiele z nich składa się z litych muszlowców świadczy, iż zostały one wyerodowane z dna basenu, które stanowiło w pewnym czasie swoisty hardground. Poszczególne klasty zwykle są bardzo silnie pod- rążone przez drobne, cylindryczne drążenia podobne to ich- notaksonu Trypanites, oraz inkrustowane przez szereg szkieletowych organizmów, spośród których mikrokonchidy zdecydowanie dominują pod kątem liczebności (nawet powy- żej 800 osobników na jednym klaście). Obecność drążeń i or- ganizmów inkrustujących na wszystkich powierzchniach klastów dobitnie świadczy o procesach przewracania klastów na dnie zbiornika. Biorąc pod uwagę, iż mikrokonchidy często stanowiły istotny, aczkolwiek nie dominujący, składnik ze- społów twardego podłoża w dewonie i karbonie, ich zdecydo- wana dominacja na wczesnofameńskim litym podłożu warta jest przedyskutowania. Wcześniej, Zatoń i Krawczyński (2011) stwierdzili podobne zjawisko dominacji mikrokonchidów na muszlach ramienio- nogów z podobnego interwału stratygraficznego Centralnego Dewońskiego Pola. Powyższe nowe dane potwierdzają zatem, iż mikrokonchidy po kryzysie biotycznym fran-famen rze- czywiście były dominującym składnikiem inkrustującym nie tylko w odniesieniu do podłoża muszlowego, lecz również skalnego. Co więcej, ich dominacja na mobilnym podłożu skalnym, jakimi niewątpliwie były analizowane klasty, świadczy również o ich wyjątkowym przystosowaniu do ży- cia na niestabilnym podłożu i w niestabilnym środowisku. Dlatego więc termin „oportuniści” jest jak najbardziej ade- kwatny w stosunku do mikrokonchidów. Niniejsze badania zostały zrealizowane dzięki grantowi NCN nr 2011/01/B/ST10/00576. Bibliografia: Taylor, P. D. & Vinn, O., 2006. Journal of the Geological So- ciety, London, 163: 225-228. Zatoń, M. & Krawczyński, W., 2011. Palaeontology, 54: 1455-1473. Zatoń, M., Vinn, O. & Tomescu, A. M. F., 2012. Geobios, 45: 603-610. 50 Dolnoordowickie płytkomorskie skamieniałości śladowe z profilu Aldeaquemada, Sierra Morena, południowa Hiszpania Francisco J. Rodrfguez-Tovar1, Michał Stachacz2, Alfred Uchman2 & Matfas Reolid Perez3 1Departamento de EstratigrafYa y Paleontologia, Facultad de Ciendas, Universidad de Granada, 18002 Granada, Spain; e-mail: fjrtovar@ugr.es 2Uniwersytet Jagielloński, Instytut Nauki Geologicznych, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: michal.stachacz@uj.edu.pl, alfred.uchman@uj.edu.pl 3Departamento de Geologia, Universidad de Jaen, Campus Las Lagunillas sn, 23071 Jaen, Spain P#LEO 2013 TYNIEC Analizowano dolnoordowicką formację Pochico w profilu w Aldeaquamada, w Sierra Morena (prowincja Jaen, Park Narodowy Despeńaperros). Badany profil znajduje się w po- łudniowej części masywu iberyjskiego, w centralnej części strefy iberyjskiej. Analizowany obszar był we wczesnym or- dowiku integralną, północno-zachodnią częścią Gondwany. Formacja Pochico leży powyżej formacji kwarcytu armory- kańskiego, który ma wielkie rozprzestrzenienie. Badania sku- piły się na interwale przejściowym pomiędzy kwarcytem armorykańskiem a formacją Pochico, w jej najniższej części. Ten interwał skalny jest reprezentowany głównie przez pia- skowce kwarcytowe i piaszczysto-mułowcowo-iłowcowe he- terolity. Osad ujawnia wyraźne riplemarki falowe, przekątne Iaminacje riplemarkowe i kopułowe. Rozpoznano dwadzieścia pięć ichnogatunków i siedemnaście następujących ichnoro- dzajów: Archaeonassa, Catenichnus, Cochlichnus, Cruziana, Didymaulichnus, Diplichnites, Gordia, Halopoa, Helminthop- sis, Lingulichnus, Lockeia, Monocraterion, ?Phycodes, Plano- lites, Ptychoplasma, Rusophycus i Teichichnus. Skamieniałości śladowe są średnio zróżnicowane, dominują pascichnia i repichnia, poza tym obecne są domichnia i cu- bichnia. Cechy ichnologiczne i struktury depozycyjne wska- zują na ichnofację Cruziana typową dla strefy dolnego przybrzeża i górnego odbrzeża. Przypuszczalne, wysokie tempo depozycji jest dokumentowane przez niski stopień zbioturbowania osadu. Kilka horyzontów ze strukturami se- nerezyjnymi sugeruje zmiany zasolenia. Jednocześnie obec- ność Cruziana, Rusophycus i kilku innych ichnotaksonów trylobitowych sugeruje generalnie przeciętne zasolenie. Wśród skamieniałości śladowych dominują duże okazy Cru- ziana z grupy C. rugosa, typowej dla Gondwany i obszaru perygondwańskiego, a także Awalonii, która we wczesnym ordowiku stanowiła część Gondwany. Skamieniałości śladowe wyraźnie wskazują powiązanie ich twórców z obrzeżem Gondwany. Jednakowoż niektóre znaleziska dokumentują migrację fauny bentonicznej pomiędzy kontynentami Gon- dwany, Baltiki i Laurencji, rozdzielonymi morzem Tornquista i oceanem Iapetus. Różnice w zespołach ichnoskamieniałości Gondwany i Baltiki mogą być rezultatem zróżnicowania facji: silikoklastycznych na Gondwanie i węglanowych na Baltice. Takie różnice facjalne mają wielki wpływ na potencjał fosy- lizacyjny Cruziana, który jest duży w osadach silikoklastycz- nych. Różnice paleozoogeograficzne zapisane jako skamieniałości śladowe mogą być także spowodowane przez antagonistyczne stosunki pomiędzy organizmami filtrującymi a osadożernymi. 51 Diageneza kredowych koralowców Scleractinia z okolic Miechowa Klaudiusz Salamon Uniwersytet Jagielloński, Instytut Nauk Geologicznych, Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: klaudiusz.salamon@gmail.com P#LEO 2013 TYNIEC Koralowce Scleractinia z osadów górnej kredy Niecki Ni- dziańskiej okolic Miechowa, pomimo dobrego makroskopo- wego stanu zachowania, zmienione są w wyniku procesów diagenetycznych, co wykazano podczas badań z użyciem mi- kroskopu polaryzacyjnego oraz analizy katodoluminescencyj- nej. Stwierdzono obecność cementów węglanowych i krzemionkowych oraz skrzemionkowanie znacznych części szkieletu. Część okazów została również zrekrystalizowana, czego efektem jest powstanie neosparytu oraz struktur du- chów. W szkieletach obecne są ślady rozpuszczania pod ci- śnieniem, deformacji oraz działalności organizmów drążących. Badania katodoluminescencyjne okazu ze Świąt- nik wykazały pomarańczową Iuminescencję septów oraz ściany bocznej, co wskazuje na obecność aktywatora Iumine- scencji. W minerałach węglanowych rolę aktywatora pełnią zazwyczaj jony manganu, które podstawiają jony wapnia lub magnezu i nie są wbudowywane w strukturę aragonitu budu- jącego szkielet współczesnych Scleractinia. Kryształy kalcytu wypełniające przestrzenie miedzyseptalne, wykazują znacznie mniejszą Iuminescencję, co sugeruje odmienne środowisko ich powstawania. Obecność pomarańczowej Iuminescencji wraz z obecnością cech pierwotnych takich jak zachowane li- nie przyrostowe, sugerują, że szkielet tych koralowców mógł być pierwotnie kalcytowy, brak aragonitu w próbkach po- twierdzono badaniem z użyciem odczynnika Feigla. Jako ma- teriał porównawczy, wykorzystano szkielety dzisiejszych koralowców o szkielecie aragonitowym. 52 Małże Miodoborów: zapis zmian środowiska w Paratetydzie na granicy baden/sarmat Barbara Studencka Polska Akademia Nauk, Muzeum Ziemi w Warszawie, Al. Na Skarpie 20/26, 00-488 Warszawa; e-mail: bstudencka@go2.pl P#LEO 2013 TYNIEC Wzgórza Miodoborów, rozciągające się na przestrzeni nie- mal 300 km na obszarze zachodniej Ukrainy i północnej Moł- dawii, tworzą północno-wschodnie obramowanie basenu zapadliska przedkarpackiego. Czas ich powstawania, tj. późny baden-wczesny sarmat, przypada na ważny etap w rozwoju Paratetydy, istniejącej od późnego eocenu po pliocen. W dzie- jach tego rozległego morza wewnętrznego zdarzyło się kilka kryzysów faunistycznych, będących konsekwencją zmian śro- dowiska, wynikłych z przerwania połączeń z oceanem świato- wym. Jednym z ważniejszych był kryzys wyznaczający granicę baden/sarmat w Paratetydzie Środkowej i granicę konka/sarmat w Paratetydzie Wschodniej. Również charakter sedymentacji i rozwój raf Miodoborów uległ drastycznej zmianie na przełomie badenu i sarmatu (Jasionowski et al., 2006; Górka et al, 2012). Miodobory stanowią kopalną rafę górnobadeńską, zbudo- waną w części osiowej z wapieni krasnorostowo-ślimakowych (o miąższości do 90 m) oraz z wapieni organodetrytycznych na skłonach. Ich sedymentacja rozpoczęła się podczas ostat- niej transgresji w historii Paratetydy Środkowej (~13,6 min lat), w warunkach charakteryzujących się dużą energią hy- drodynamiczną, przy normalnym zasoleniu (Kovać et al., 2007). Wśród mieszkańców raf krasnorostowych, oprócz bo- gatego zespołu ślimaków i małżów, stwierdzono obecność je- żowców i dziesięcionogich skorupiaków. Dość liczne są korale hermatypowe, ale najbardziej zróżnicowaną i dominującą grupę stanowią małże (Studencka & Jasionowski, 2011; Górka et al., 2012). W ukraińskiej części Miodoborów stwierdzono występowanie 58 gatunków reprezentujących 43 rodzaje, a na obszarze Mołdawii udokumentowanych zostało 46 gatunków należących do 34 rodzajów (Studencka & Jasionowski, 2011). Niestety większość muszli zbudowanych z aragonitu uległa rozpuszczeniu. Jedynie przedstawiciele rodzajów Manupecten Monterosato, Talochlamys Iredale, Aequipecten Fischer, Gi- gantopecten Rovereto, Neopycnodonte Stenzel i Lima Brugu- iere, których muszle zbudowane są z kalcytu, są dobrze zachowane. Obserwacje terenowe pozwoliły na wyróżnienie 3 zespołów małżów: (i) Chama (Psilopus) gryphoides-Lima (Liama) lima, (ii) Neopycnodonte navicularis oraz (iii) Litho- phaga-Gastrochaena-Jouannetia. Najczęstszym i zarazem najbardziej zróżnicowanym zespo- łem zasiedlającym rafy zbudowane z plech Iaminarnych kra- snorostów i muszli osiadłego gatunku ślimaka Petaloconchus intortus (Lamarck) jest zespół Chama (Psilopus) grypho- ides-Lima (Lima) lima. Oprócz Chama (Psilopus) gryphoides Linnaeus, gatunku cementującego się do podłoża muszlą i Li- ma (Lima) lima (Linnaeus), przytwierdzającego się bisiorem do podłoża stwierdzono występowanie przedstawicieli Acar clathrata (Defrance), Barbatia (Barbatia) barbata (Linnaeus), Striarca lactea (Linnaeus), Spondylus (Spondylus) gaederopus Linnaeus i Venus (Ventncoloidea) libella (Rayneval, Hecke et Ponzi). Kalcytowe muszle przegrzebków, którym przypisywa- ne jest szczególne znaczenie w rozpoziomowaniu płytkowod- nych, ubogich w nannoplankton wapienny i otwornice planktonowe, osadów Paratetydy, są niezwykle rzadko znaj- dywane. Drugi zespół to budowle ostrygowe utworzone przez Neo- pycnodonte navicularis (Brocchi). Ostrygi, wytwarzające kal- cytową muszlę, należą do organizmów o wysokim potencjale fosylizacyjnym i stanowią bardzo istotny element skałotwór- czy. Pojedyncze muszle lub zlepy muszli ostryg - częste ska- mieniałości w utworach neogenu Europy - tworzą niekiedy masowe nagromadzenia o różnej genezie. W szeregu odsło- nięć starszych utworów miocenu (młodszy burdygał i równo- wiekowy mu ottnang) na obszarze prowincji atlantyckiej (basen Tagu, Portugalia), medyterańskiej (basen Rodanu, Francja) i Paratetydy Środkowej (basen Borsad, Węgry) stwierdzono obecność budowli ostrygowych. Gatunkiem tworzącym te budowle jest Crassostrea gryphoides (Schlothe- im), przedstawiciel rodzaju, który toleruje warunki przy- brzeżnych środowisk o niepełnym i zmiennym zasoleniu, gdzie tylko nieliczne inne gatunki są w stanie przeżyć. Liczne wystąpienia takich budowli zostały również odnotowane w utworach młodszego miocenu (torton) prowincji medyte- rańskiej (Korsyka, Sycylia, Kreta i Macedonia). Ich rozwój był ściśle związany z przybrzeżnymi lagunami, rozległymi delta- mi czy też estuariami (Bohn-Havas, 1985; Georgiades-Dike- oulia et al., 2000). W odróżnieniu od struktur utworzonych przez Crassostrea gryphoides, budowle ostrygowe tworzone przez Neopycnodonte navicularis są rzadsze i mniej znane. Ich występowanie zostało stwierdzone w pełnomorskich osa- dach późnego miocenu zachodniej części obszaru śródziem- nomorskiego (basen Sorbas, Hiszpania; Videt & Neraudeau, 2002) i w utworach środkowego miocenu północnych wy- brzeży Paratetydy Środkowej na terenie Roztocza (Pisera, 1985) i Miodoborów (Studencka & Jasionowski, 2011; Górka et al, 2012). W najwyższej części raf stwierdzono zespół małżów drążą- cych Lithophaga-Gastrochaena-Jouannetia zdominowany przez przedstawicieli rodzaju Lithophaga Róding, któremu towarzyszą ślimaki z rodzaju Diodora Gray. Czasowe zamknięcie połączeń Paratetydy z obszarem me- dyterańskim (~13 min lat), a tym samym ograniczone mie- szanie wód Paratetydy z wodami oceanu światowego oraz przewaga w bilansie hydrologicznym dopływu wód mete- orycznych nad parowaniem spowodowały zmniejszenie zaso- lenia Paratetydy, co doprowadziło do dramatycznego zubożenia zespołów faunistycznych i ujednolicenie składu gatunkowego zespołów małżowych w obu częściach Parate- tydy. Stresowe warunki środowiska wyeliminowały normal- nomorskie organizmy stenohalinowe, umożliwiając jednocześnie, w związku z brakiem konkurencji, rozwój or- ganizmów eurytopicznych, występujących w zespołach póź- nobadeńskich jedynie podrzędnie. Spośród 116 gatunków małżów zasiedlających rafy krasnorostowe-ślimakowe na ob- szarze Roztocza i Miodoborów zmianę warunków środowiska przetrwały tylko 3 gatunki: Mytilaster volhynicus (Eichwald), Crassostrea gryphoides (Schlotheim) i Obsoletiforma vindo- bonensis (Laskarew). Drastyczna zmiana warunków sedy- mentacji połączona z emersją i intensywnym wietrzeniem uniemożliwiła dalszy rozwój raf krasnorostowo-ślimakowych i przyczyniła się do powstania we wczesnym Sarmacie drugiej generacji raf. Rafy mikrobialitowe dolnego sarmatu przykrywają wynie- sione powierzchnie szczytowe rafy górnobadeńskiej oraz wy- stępują samodzielnie na ich południowo-zachodnim przedpolu, gdzie tworzą skaliste wzgórza o wysokości do kil- kudziesięciu metrów. Wapienie serpulowo-mikrobialitowe tworzą tutaj kilkumetrowej wielkości kopułowate masywy, pokryte grubymi powłokami inkrustujących organizmów: 53 głównie naskorupiających mszywiołów, a niekiedy również krasnorostów (Jasionowski, 2006). Między nimi występują zróżnicowane facjalnie osady biodetrytyczne. Najczęściej spotyka się muszlowce małżowe zbudowane głównie ze sko- rupek sercówek z rodzaju Obsoletiforma Paramonova. Współwystępowanie serpul i mikrobialitów w takiej skali, jak miało to miejsce we wczesnym Sarmacie Paratetydy, jest unikatowe w zapisie kopalnym. Jedyny znany przykład sta- nowią triasowe budowle serpulowo-mikrobialitowe z Hiszpa- nii oraz Włoch, które tworzyły się na szelfie w stresowych warunkach środowiska (mezohalinowe i dysoksyczne wody). W większości współczesnych i kopalnych osadów normalno- morskich serpulidy nie mają dużego znaczenia. Masowo wy- stępują w środowiskach charakteryzujących się wysokim stresem ekologicznym, gdzie rozwój innych organizmów jest niemożliwy. Cechą charakterystyczną zespołu małżowego za- siedlającego rafy serpulowo-mikrobialitowe Miodoborów jest wysoka frekwencja przedstawicieli podrodziny Lymnocardii- nae. Wszystkie gatunki należą tylko do jednego endemiczne- go rodzaju - Obsoletiforma Paramonova. Do gatunków szeroko rozprzestrzenionych we wczesnym Sarmacie Parate- tydy należą: Obsoletiforma vindobonensis (Laskarew) i Obso- letiforma lithopodolica (du Bois) których przedstawiciele znani są od Austrii po Mangyszłak. Występowanie Obsoleti- forma volhynica (Grischkevitsch) ograniczone jest do przed- karpackiego basenu Paratetydy. Znaleziska Obsoletiforma sarmatica (Kolesnikov), mimo iż pochodzą z całego basenu Paratetydy, są bardzo rzadkie. Spośród wymienionych gatun- ków jedynie Obsoletiforma lithopodolica notowany jest w osadach starszych - dolnego i górnego badenu Paratetydy Środkowej i konki Paratetydy Wschodniej. Tylko Obsoletifor- ma sarmatica znany jest z młodszych osadów, tj. środkowego sarmatu Mołdawii. Muszle omułków z rodzaju Musculus Róding i Mytilaster Monterosato należą obok sercówek do częstszych skamieniałości w serpulowo-mikrobialitowych ra- fach Miodoborów, podczas gdy Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi Laskarew i Ervilia podolica (Eichwald) reprezento- wane są przez nieliczne okazy. Natomiast muszle ostrygi Crassostrea gryphoides (Schlotheim), tworzą niewielkie bu- dowle. Wydaje się, iż wielkość muszli tego gatunku była uza- leżniona od temperatury wody. Muszle osobników Crassostrea gryphoides, zasiedlających ciepłe wody Atlanty- ku i Paratetydy Środkowej we wczesnym miocenie osiągały do 60 cm wysokości. Największa muszla, około 100 cm wyso- kości, pochodzi z osadów, których sedymentacja miała miej- sce w basenie wiedeńskim podczas środkowomioceńskiego optimum klimatycznego (Harzhauser et al., 2006). Natomiast wysokość muszli ostryg tworzących rozległe kilkukilometro- we biostromy o miąższości 1-1,5 m występujące wśród tor- tońskich utworów Macedonii nie przekracza 18 cm (Georgiades-Dikeoulia et al., 2000). Jeszcze mniejsze cienko- skorupowe muszle Crassostrea gryphoides (o wysokości do 12 cm) tworzą niewielkie biostromy wśród piaszczystych osadów oligocenu Transylwanii. Bibliografia: Bohn-Havas, M., 1985. Geologica Hungarica, 48: 99-177. Georgiades-Dikeoulia E., et al., 2000. Special Publication of the Geological Society of Greece, 9:101-108. Górka, M., et al., 2012. Biuletyn Państwowego Instytutu Geo- logicznego, 449:147-174. Harzhauser, M. et al., 2006. Geophysical Research Abstracts, 8: 48. Jasionowski, M., 2006. Przegląd Geologiczny, 54: 445-454. Jasionowski, M. et al., 2006. W: Materiały konferencyjne: przewodnik sesji terenowych. II Polska Konferencja Sedy- mentologiczna POKOS'2, 53-65. Kovac, M. et al., 2007. Geologica Carpathica, 58: 479-606. Pisera, A., 1985. Acta Geologica Polonica, 38: 97-155. Studencka, B. & Jasionowski, M., 2011. Acta Geologica Polo- nica, 61: 79-114. Videt, B. & Neraudeau, D., 2002. Annales de Paleontologie, 88:147-166. 54 Multiinstrumentalna analiza jakości zapisu kopalnego na przykładzie PJjlM CA szczątków gadów morskich środkowego triasu Śląska ■ J—, Dawid Surmik1,2, Andrzej Boczarowski1, Roman Pawlicki3, Katarzyna Balin4 & Jacek Szade4 ■■ W fi TYNIEC 1 Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, ul. Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: dawid@surmik.pl * ■ ■ ™ a 2 Zakład Paleobiologii Ewolucyjnej, Instytut Paleobiologii, Wydział Nauk Biologicznych, Polska Akademia Nauk, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa 3 Katedra Histologii, Collegium Medicum, Uniwersytet Jagielloński, ul. Kopernika 7, 31-034 Kraków 4 Zakład Fizyki Ciała Stałego, Instytut Fizyki im. A. Chełkowskiego, Uniwersytet Śląski, ul. 75. Pułku Piechoty 1, 41-500 Chorzów Tafonomia, jako gałąź paleontologii badająca naturę i ja- kość zapisu kopalnego staje się nauką coraz bardziej interdy- scyplinarną, korzystającą z wielu multiinstrumentalnych, komplementarnych metod analitycznych. Kopalne szczątki, które znajdujemy w odsłonięciach, są unikatowym efektem rozlicznych procesów biologicznych i fizyko-chemicznych. Ich natura powinna być badana na po- ziomie mikrostrukturalnym i molekularnym. Implementacja nowoczesnych metod badawczych z pogranicza fizyki i che- mii w badaniach paleontologicznych jest podstawą nowocze- snej tafonomii. W niniejszym referacie zaprezentowano strukturalne i chemiczne analizy szczątków kostnych gadów morskich triasu pod kątem zrozumienia złożoności procesów tafono- micznych w mikroskali, w obrębie pojedynczych kości. Stu- dium przypadku dotyczy kości ziemno-wodnych notozaurów i prolacertiformów z najniższego anizyku (~247 Ma) pocho- dzących z odkrywek w Miasteczku SIąskim-Żyglinie koło Tarnowskich Gór, oraz Gogolinie na Śląsku Opolskim. Prezentowany materiał badawczy, na który składają się szlify cienkie (Figs 1, 2C, D, E) oraz fragmenty częściowo zdemineralizowanych kości (Fig. 2F, G), zawierających wy- pełnienia mineralne po naczyniach krwionośnych (Fig. 2F), ślady drążeń mikrobialnych w korowej części kości oraz wy- pełnienia mineralne jamek kostnych pozostałych po osteocy- tach (komórkach kostnych, Figs 1, 2D, E, G). Strukturalna i chemiczna analiza jakościowa tych elementów stanowi bazę interpretacyjną dla środowiska pogrzebania szczątków oraz określenia na ile pogrzebana w osadzie, izolowana kość, sta- nowi odrębne środowisko równowagi fizykochemicznej, w obrębie którego zachodzą procesy dekompozycji. Analizując szlify cienkie pod znacznymi powiększeniami (400x i więcej) określono dwa rodzaje stanów zachowania ko- mórkowego (por. Figs 1, 2C, D, E, G). Pierwszym stanem za- chowania są puste jamki kostne, (tzw. lacunae), po komórkach kostnych, które niekiedy są wypełnione mikry- tem. Pod mikroskopem optycznym w świetle spolaryzowa- nym podczas obrotu stolika wygasają one tak jak sama kość (Fig. IB). Drugim stanem zachowania komórkowego są wy- pełnienia przestrzeni jamek kostnych wodorotlenkami żelaza. Związki te w jonowej postaci migrując poprzez puste kanaliki kostne (canaliculi), a ostatecznie po przesyceniu wytrącają się, tworząc kuriozalny, trójwymiarowy obraz endokastu ciała osteocytu wraz z odchodzącymi od niego wypustkami (filo- podiami). W świetle normalnym i spolaryzowanym są one całkowicie ciemne i nie wygasają podczas obrotu stolika (Fig. !)•- Siady drążeń mikrobialnych w szlifie widoczne są jako nieregularne twory, czym różnią się one od wypełnień mine- ralnych naczyń krwionośnych, występujących w postaci pu- stych rurek lub rozgałęziających się jednolitych „krzaczkowatych” struktur o zróżnicowanej grubości i długo- ści, ale zawsze regularnej morfologii. W wyniku selektywnego usunięcia fazy fosforanowej (de- Fig. 1. Szlif cienki z kości notozaura w świetle przechodzącym normalnym (A) i spolaryzowanym (B). Widoczne są puste jamki po komórkach kostnych (czarne strzałki) oraz komórki kostne, zachowane w postaci wypełnień jamek kostnych minerałami żelaza (białe strzałki). Pasek skali: 0,2 mm. Fig. 2. C - szlif z kości prolacertiforma (Tanystropheus sp.). Białymi strzałkami zaznaczono wypełniania naczyń krwionośnych minera- łami żelaza w kości. Czarnymi strzałkami zaznaczono puste jamki kostne i wypełnienia jamek minerałami żelaza. Pasek skali: 50 pm. D, E - szlif z kości Nothosaurus sp. Zaznaczono kontakt kości z osadem (D, osad) oraz strefowe wypełnienie jamek po komórkach kostnych związkami żelaza (D, E, ost.), jak również wypełnienie świateł naczyń krwionośnych (D, n.k.). Pasek skali: 50 pm. F - ob- raz SEM pozostałości po chelatacji próbki kości Tanystropheus wer- senianem disodowym. Widoczne wypełnienia minerałami żelaza pustek po naczyniach krwionośnych, zachowanych przestrzennie (nacz.). Pasek skali: 50 pm. G - obraz SEM pozostałości po chelata- cji próbki wersenianem disodowym - uzyskane residuum zawiera przestrzennie zachowane endokasty komórek kostnych z zachowa- nymi wypustkami. Załączone widmo EDS pokazuje skład elemen- tarny powierzchni osteocytów. W tle filtr celulozowy, na którym odbywał się proces demineralizacji. Pasek skali: 20 pm. 55 mineralizacji) podczas chelatacji wersenianem disodowym (Na^EDTA 0,5M, pH 8.0) fragmentu kości notozaura, otrzy- mano residuum składające się z ciemnobrunatnego proszku. Zawierał on wypełniania mineralne po naczyniach krwiono- śnych i komórkach kostnych (tzw. endokasty, Fig. 2F, G), pseudomorfozy getytu po pirycie framboidowym oraz inne amorficzne minerały żelaziste. Uzyskane residuum po usunięciu fazy fosforanowej, jak również szlify cienkie zostały poddane obserwacjom struktu- ralnym na SEM, analizom chemicznym, w tym EDS, XPS oraz TOF-SIMS. Sproszkowane fragmenty kości poddano analizom XRD oraz spektroskopii fourierowskiej z osłabio- nym wewnętrznym odbiciem promieniowania podczerwone- go (ATR/FT-IR). Zachowane przestrzennie wypełnienia osteocytów z gęstą siecią komunikujących się z sobą wypustek, podobnie jak sie- ci wypełnień naczyń zostały sfotografowane pod SEM. Analiza dyfraktometrem rentgenowskim (XRD) sproszko- wanych endokastów naczyń krwionośnych potwierdziła wy- stępowanie jednej fazy krystalicznej - getytu Fe+30(0H) oraz obecność również innych niekrystalicznych (amorficznych) związków żelaza - tlenków i wodorotlenków. Analiza ta zo- stała uzupełniona danymi ze spektroskopii fourierowskiej w podczerwieni (ATR/FT-IR), która potwierdziła istnienie kilku faz mineralnych związków żelaza. Źródło tak znacznej ilości żelaza w obrębie analizowanych próbek nie jest do koń- ca znane, lecz istnieje kilka możliwych miejsc jego pochodze- nia, z których najbardziej oczywistą wydaje się migracja jonów żelaza z wód porowych. Zażelazienie zewnętrznej części kości sugeruje uformowa- nie aureoli pośmiertnej w wyniku rozkładu tkanek miękkich, oblekających kość. Aureola jest dobrze widoczna na szlifach cienkich w miejscu kontaktu najbardziej zewnętrznej war- stwy kości korowej z osadem wapiennym otulającym kość. Zażelazienie jamy szpikowej w przypadku jednej z analizo- wanych próbek stanowi najpewniej wtórny produkt utlenie- nia siarczków żelaza, których mikrobialnie mediowana precypitacja zasilana była siarką pochodzącą z dekompozycji lipidów kostnych, głównie szpiku oraz akcesorycznie amino- kwasów sulfonowych. Fig. 3. H - mapa rozmieszczenia jonów dodatnich (Fe+, FeS+) oraz ujemnych (FeO“, P) w obrębie dwóch wypełnień naczyń krwionośnych w szlifie kości Tanystropheus sp. Intensywność sygnałów świadczy o grupowaniu jonów w poszczególnych elementach jakimi są wypełnienia naczyń, lub fosforanowa faza kości (w przypadku jonów P ). Jony FeS+ są rozproszone w próbce i nie pokazują wyraźnych trendów. Fakt rozkładu mikrobialnego w obrębie przynajmniej czę- ści kości potwierdza obecność pseudomorfoz getytu po piry- cie, który występował tu w postaci framboidów oraz innych agregatów w charakterystycznych dla siarczków żelaza po- staciach krystalicznych, występujących w obrębie jamy szpi- kowej, oraz w mniejszej ilości także w innych strefach kości. Przy wykorzystaniu rentgenowskiej spektroskopii fotoelek- tronowej (XPS) potwierdzono obecność rezydualnej siarki 0 stanach energetycznych wskazujących na jej pierwotne związanie w siarczki żelaza. Mapowanie rozkładu jonów w szlifach cienkich wykonane spektrometrem mas jonów wtórnych z analizą czasu przelotu (TOF-SIMS) ujawniło wy- stępowanie jonów FeCH+, FeCH2+, FeNH+, FeCH3+, FeCHN+, FeCHjN*, FeCH30+ w obrębie wypełnień naczyń krwiono- śnych. Jony te związane są z żelazoorganicznym kompleksa- mi będącymi najpewniej efektem metabolicznej aktywności bakteryjnej. Ta sama metoda potwierdziła występowanie jo- nów pochodzących od siarczków żelaza (w tym FeS+) i innych jonów z żelazem w obrębie fosforanowej macierzy kości (Fig. 3). Analizy TOF-SIMS i XPS pokazały także niezależnie od siebie występowanie rozproszonej siarki w obrębie analizo- wanych preparatów, której ilość wskazuje na wtórne źródło, najpewniej związane z procesami mikrobialnego rozkładu. Analizy rozkładających się ścierw morskich gadów z me- zozoiku (Kaim et al., 2008), jak również współczesnych wale- ni (Smith & Baco, 2003; Verna, 2010) wskazują na liczne asocjacje organizmów, w tym bakterii, żerujące na rozkłada- jących się szczątkach kręgowców. Współczesne obserwacje aktualistyczne wskazują, że pro- cesy diagenetyczne mają swój początek nie od zewnątrz, lecz we wnętrzu kości, niezależnie od jej wielkości, czy charakteru wewnętrznego charakteru morfologicznego oraz histologicz- nego (Lundsten et al., 2010; Smith & Baco, 2003; Verna, 2010) 1 przebiegają niezwykle szybko. Obserwacje te wskazują także na strefowy rozkład kości, gdzie zmiana pH, zachodząca na granicy kilku milimetrów ma wpływ na trendy w zachowaniu szczątku. Zrozumienie mechanizmów procesów tafonomicznych na poziomie pojedynczych kości jest kluczowe dla przewidywa- nia możliwości zachowania w materiale kopalnym śladów pierwotnej organiki. Tego typu badania są obecnie intensyw- nie rozwijane na całym Świecie i najnowsza literatura na- ukowa (Lindgren et al., 2011; Schweitzer, 2013) debatuje o sposobności zachowania pierwotnych molekuł organicz- nych, w tym kwasów nukleinowych w kopalnych szczątkach kręgowców. Autorzy dziękują mgr Marcie Łężniak (Zakład Polimerów i Techno- logii Materiałów, Instytut Nauki o Materiałach, Uniwersytet Śląski) oraz dr. Tomaszowi Krzykawskiemu (Pracownia Badań Rentgeno- strukturalnych, Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski) za prze- prowadzenie analiz ATR/FT-IR i XRD oraz pomoc w interpretacji wyników. Projekt badawczy został sfinansowany ze środków Narodowego Centrum Nauki na podstawie decyzji numer DEC- 2011/01/N/STl 0/06989. Bibliografia: Lindgren, J. et al., 2011. PLoS ONE, 6: el9445. Lundsten, L. et al., 2010. Deep-Sea Research I, 57:1573-1584. Kaim, A. et al., 2008. Acta Palaeontologica Polonica, 53: 97-104. Schweitzer, M.H. et al., 2013. Bone, 52: 414-423. Smith, C.R. & Baco, A.R., 2003. W: Gibson, R.N. & Atkinson, R.J.A. (eds). Oceanography and Marine Biology: an Annual Review, 41: 311-354. Verna, C., 2010. Phylogeny and diversity of symbionts from whale fall invertebrates. Praca doktorska. Uniwersytet w Bre- 56 Gorąca krew płetwojaszczurów - gigantotermia u bazalnych Sauropterygia? Dawid Surmik1,2 & Andrzej Pelc3 1 Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, ul. Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: dawid@surmik.pl 2 Zakład Paleobiologii Ewolucyjnej, Instytut Paleobiologii, Wydział Nauk Biologicznych, Polska Akademia Nauk, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa 3 Zakład Spektrometrii Mas, Instytut Fizyki, Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej, pl. Marii Curie-Skłodowskiej 1, 20-031 Lublin P#LEO 2013 TYNIEC Badania nad paleofizjologią kopalnych kręgowców są ostatnio bardzo modne. Stanowią one kompilację danych uzyskanych wieloma komplementarnymi metodami z zakresu fizjologii (badania współczesnych form, zgodnie z zasadą ak- tualizmu) i geochemii izotopowej. Wśród naukowych dysput dotyczących paleofizjologii szczególnie interesujące stały się kwestie gospodarki termicznej u gadów kopalnych, które naj- silniej dyskutowane są w kręgach badaczy dinozaurów (zob. dyskusja w Ruben et al., 1996). Obecnie najbardziej pewną metodą badawczą w wyjaśnia- niu gospodarki termicznej wymarłych kręgowców jest analiza stabilnych izotopów tlenu w fosforanach zawartych w szkli- wie zębowym. Pomocniczo korzysta się także z analiz geo- chemicznych i strukturalnych skamieniałych ekskrementów, zwracając przy tym uwagę na skład elementarny i fazowy próbki, oraz stopień przeobrażenia (degradacji) resztek pokar- mu. Badania zawartości izotopów stabilnych tlenu szkliwa zę- bowego przeprowadzone na zębach gadów morskich jury i kredy (Bernard et al., 2010; Motani, 2010) wskazują, że ich- tiozaury i plezjozaury późniejszego mezozoiku mogły być zwierzętami o gospodarce homeotermicznej („stałocieplnej”). Nie ma jednak jednoznacznych danych dotyczących gospo- darki termicznej bazalnych przedstawicieli gadów morskich z triasu, choć przyjmuje się, że były gadami pojkilotermicz- nymi („zmiennocieplnymi”). Jednym z założeń projektu badawczego „Gady morskie i lądowe na tle środowiska triasu środkowego południowej Polskf, realizowanego na Uniwersytecie Śląskim jest odpo- wiedź na pytanie kiedy pojawiła się, i jak ewoluowała home- otermia u gadów morskich. Projekt jest współrealizowany w kooperacji z Zakładem Spektrometrii Mas Instytutu Fizyki UMCS w Lublinie, w którym wykonywane są analizy izoto- pów stabilnych tlenu, pozyskanych ze szkliwa zębowego róż- nych przedstawicieli bazalnych Sauropterygia oraz innych gadów ziemnowodnych, współwystępujących z nimi w środo- wisku. Wartości delt izotopowych tlenu 8180 wyznacza się względem międzynarodowego wzorca VSMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water). Prócz próbek kopalnych, analizom poddawane są także zę- by współczesnych zwierząt, o znanej fizjologii, ale zamiesz- kujących, podobnie jak notozaury, wyspy i płytkowodne środowiska blisko linii brzegowej np. legwany morskie (Am- blyrhynchus cristatus Bell, 1825). Podczas interpretacji wyni- ków brana jest także pod uwagę sygnatura izotopowa środowiska, wraz z licznymi zmiennymi parametrami środo- wiska, które mogą mieć wpływ na frakcjonowanie izotopów tlenu (batymetria zbiornika, zasolenie, cykliczność klimatycz- ne, wtórne zmiany diagenetyczne skał i samych skamieniało- ści). Dotychczas przeprowadzone w ramach projektu analizy izotopów tlenu w szkliwie zębowym gadów morskich rzucają nieco światła na termofizjologię bazalnych Saurotepterygia. Wyniki pokazują, że wyższe wartości delty tlenowej dotyczą próbek szkliwa zębowego niewielkich zwierząt, z kolei niższe charakteryzują materiał odontyczny reprezentujący większe zwierzęta. Najwyższa wartość 8180 wynosząca 22,95 dotyczy- ła materiału małego osobnika Placodus, z kolei najniższa war- tość 8180 wynosząca 17,67 dotyczyła zębów bardzo dużego notozaura. Po podstawieniu wyznaczonych wartości delt (818Ofosforan) do równania Longinelliego i Nutiego (1973): T= 111.4-4.3 (5180, fosforan 518Owoda), otrzymano przybliżone uśredniowe wartości temperatury biologicznie kontrolowanej krystalizacji apatytu szkliwa zę- bowego, które w bezpośredni sposób odpowiadają tempera- turze ciała zwierzęcia. Okazuje się, że wysokie wartości delty tlenowej świadczą 0 niskiej temperaturze ciała, wynoszącej 20-kiIka stopni C 1 przeciwnie - niskie delty tlenowe odpowiadają wysokiej temperaturze ciała, w przypadku analizowanych próbek po- wyżej 30°C. Istnieje zatem wyraźna korelacja pomiędzy roz- miarem ciała zwierzęcia, a temperaturą jego krwi. U dużych gadów morskich temperatura ta jest wyższa, niż w przypadku mniejszych osobnikow. Zjawisko takie nazywa się gigantotermią i jest charaktery- styczne dla zauropodów, jak również części mezozoicznych gadów morskich (ichtiozaurów i mozazaurów) oraz współ- czesnych żółwi skórzastych. Fenomen gigantotermii polega na utrzymaniu stałej i relatywnie wysokiej temperatury ze względu na samą masę ciała i stanowi swego rodzaju “pseu- dostałocieplność”. Gady, także współczesne, rosną przez całe życie, a ich roz- miary zależą od ilości pożywienia w środowisku. Tzw. „gi- gantyzm wyspowy” (ang. insular gigantism), znany np. u waranów z Komodo, polega na tym, że w izolowanych eko- systemach (np. wyspach), w których dany gatunek nie ma naturalnych wrogów i jest dostatek pożywienia, gady, będące na samym szczycie piramidy troficznej osiągają gigantyczne rozmiary. Przebywając w ramach projektu SYNTHESYS: the Euro- pean Union-funded Integrated Activities na Uniwersytecie Humboldta w Berlinie jeden z autorów (D. Surmik) miał możliwość oglądać bogate zbiory szczątków triasowych ga- dów morskich w Museum fur Naturkunde. Pochodzące z te- renu środkowych Niemiec pojedyncze okazy kości kończyn notozaurów niekiedy miały rozmiary kilkudziesięciu centy- metrów, sugerując, że długość ciała tych zwierząt osiągała nawet ponad 6 m. Dostępne dane literaturowe, najczęściej wskazują na długość ciała tego gatunku do 4 m. W obrębie bazalnych Sauropterygia wyróżnia się dwie główne grupy morskich gadów, różniące się strategiami ad- aptacyjnymi, które doprowadziły do objęcia przez te grupy nisz ekologicznych środowiska morskiego. Kład Nothosauro- idea obejmował gady ziemnowodne świetnie przystosowane do życia w płytkowodnym środowisku blisko linii brzegowej lub w obrębie wewnątrzplatformowych basenów epikonty- nentalnego morza. Grupa ta jednak wymarła bezpotomnie w triasie. Z kolei przedstawiciele Pistosauroidea w okresie triasu po- zostawali w niskiej różnorodności, występując w epikonty- nentalnych morzach, jednak pod okresu triasowego, lecz szybko zdobyli otwarte morza, ewoluując we w pełni morskie plezjozaury czy pliozaury znane z jury i kredy. 57 Na podstawie analizy powyżej opisanych zjawisk pojawia się pytanie: „Czy stopniowe przejście z pojkilo- do homeoter- mii, którego etapem mogło być pojawienie się gigantotermii, było kluczem do podboju oceanów w późniejszym mezozo- iku?’. Już we wczesnym etapie ewolucji Sauropterygia pojawiały się inne, korzystne adaptacje, które pozwalały na powolne uniezależnienie się od bliskości lądu, chociażby pojawienie się u notozaurów, czy pachypleurozaurów jajożyworodności, ważnego etapu w biologii rozrodu u bazalnych Sauropterygia, który utrwalił się u ich jurajskich i kredowych potomków. Projekt badawczy został sfinansowany ze środków Narodowego Centrum Nauki na podstawie decyzji numer DEC-2011/01/N/ST10/06989 Bibliografia: Bernard, A. et al, 2010. Science, 328:1379-1382. Longinelli, A. & Nuti, S., 1973. Earth and Planetary Science Letters, 20: 337-340 Motani, R„ 2010. Science, 328:1361-1362. Ruben, A. et al., 1996. Science, 273:1204-1207. 58 Współwystępowanie inkluzji jako źródło rekonstrukcji paleoekosystemu Katarzyna Szczepaniak Zakład Paleontologii, Instytut Geologii Podstawowej, Wydział Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. Żwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; email: k_szczepaniak@student.uw.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Inkluzje (dawna nazwa wrostki) to skamieniałości, które zostały uwięzione w przeszłości w lepkiej, śmiertelnej pułap- ce. Ich wiek określany jest na podstawie bursztynu, w jakim zostały zachowane i tak najstarsza żywica kopalna liczy sobie 230 milionów lat, natomiast najmłodsza jest datowana na ok. 5 milionów lat. Zatopione inkluzje to nie tylko zwierzęta, ro- śliny oraz ich szczątki, ale również krople wody, kryształki pirytu, pęcherzyki powietrza, które zostały uwiezione w trak- cie twardnienia żywicy. Stąd wprowadzono podział inkluzji na organiczne i nieorganiczne. Z tego pierwsza grupa w bursztynie bałtyckim liczy około 70 %, dodatkowo podzie- lona została ze względu na pochodzenie: roślinnego (fitoin- kluzje) oraz zwierzęcego (zooinkluzje), oraz inkluzje szczątków pochodzenia organicznego. Badając inkluzje można zrekonstruować skład lasów bursz- tynowych oraz poznać behawioryzm mieszkańców: drapież- nictwo na pniach żywicujących drzew (np. pajęczaki), ukrywanie się w szczelinach kory: motyle (Lepidoptera), wije (Myriapoda), lub żerowały na tych drzewach, żywiąc się so- kiem mszyce (Aphidinea), chrząszcze (Coleoptera) bądź zja- dały ich liście, także te, które żyły w pobliżu żywicujących drzew i wiatr bądź deszcz strącił je w żywicę muchówki (Dip- tera), błonkówki (Hymenoptera), chruściki (Trichoptera). W Muzeum Ziemi PAN w Warszawie od 1951 roku w Dziale Bursztynu są systematycznie gromadzone i uzupeł- niane zbiory bursztynu. Zbiór został podzielony tematycznie, stanowi materiał naukowo-badawczy, dydaktyczny i ekspozy- cyjny (Kulicka & Pielińska, 1998). Najliczniejsza jest kolekcja stanowiąca inkluzje organiczne, z wyraźną przewagą inkluzji zwierzęcych (ok. 18 000). Najczęściej są to bardzo małe zwie- rzęta, których wielkość stanowi do kilkunastu milimetrów, przeważnie stawonogi: owady, pajęczaki, wije, skorupiaki (Fig- !)• Najliczniejszą w bursztynie reprezentowaną grupą wśród owadów w zgromadzonej kolekcji stawonogów stanowią mu- chówki (głównie Nematocera), które stanowią przeszło 70%, należą dotychczas do 16 rodzin. Licznie reprezentowane błon- kówki (Hymenoptera) zaliczone do 13 rodzin, oraz chrząszcze (Coleoptera) reprezentowane przez 50 rodzin. Pozostały udział procentowy pozostałych rzędów przedstawia rysunek poniżej. Wśród pajęczaków najliczniej zachowały się roztocza (Acarina) w obrębie 17 rodzin i 15 podrodzin. Natomiast pa- jąki reprezentowane są przez 20 rodzin. Na rok 2004 w zbio- rach Muzeum Ziemi PAN w Warszawie znajdowało się 119 holotypów. Do rekonstrukcji paleoekosystemu niezbędne są badania syninkluzji w bursztynie. Pionierem w tej dziedzinie był pro- fesor J. Koteja (1986): „Specjalnie cenne są okazy, w których jest kilka, niekiedy kilkaset inkluzji, nazywamy je inkluzjami wspólnymi lub syninkluzjami!’ Kiedy dwa lub więcej organi- zmów zostało razem uwięzionych w jednym kawałku bursz- tynu mamy pewność, że żyły w tym samym środowisku. W czasie kiedy dostały się w lepką pułapkę żywiczną, koń- cząc swój żywot w tym samym czasie, były częścią paleoeko- systemu. Jednak zawsze trzeba wziąć możliwość przypadkowego znalezienia się dwóch organizmów razem, co może wskazywać na warstwowe żywicowanie, ewentualne ślady obgryzień, które mogą być mylnie wzięte za drapieżnic- two. Aktualnie w Muzeum Ziemi PAN w Warszawie prze- prowadzana jest inwentaryzacja inkluzji zwierzęcych w celu zweryfikowania aktualnej liczby osobników w poszczegól- nych bryłkach bursztynu. Badania zooinkluzji zostały przeprowadzone w niewyse- Iekcjonowanym bursztynie bałtyckim (Sontag, 2003). Do analizy zostało pobranych 3875 kawałków bursztynu o łącz- nej wadze 42610 g, z tego tylko 1061 okazów nie zawierało organicznych inkluzji. W skład syninkluzji zdiagnozowano wrostki zwierzęce lub fragmenty roślinne w 1824 okazach, w które zawierały 7111 gatunków, z których 7079 stanowiły stawonogi (Arthropoda). Z tego tylko 2,2% nie nadawało się do dalszej identyfikacji z racji złego zachowania. Najliczniej- szymi reprezentantami były owady, których liczba przekro- czyła 69% wśród badanych stawonogów. Badania pokazały, że w niewyselekcjonowanym bursztynie 48% kawałków zawiera inkluzje zwierzęce lub roślinne, nieco mniejszy udział został zaobserwowany przez Krebsa w 1920 roku, bo tylko 35 %. Różnice mogą wynikać z mniejszej liczby przebadanych oka- zów przez Krebsa, lub po prostu słabszej dostępnej optyki. Fig. 1. Częstość występowania zwierząt w bursztynie bałtyckim w kolekcji Muzeum Ziemi w Warszawie (ok. 16 000 inkluzji)i Mu- zeum Zoologicznego w Kopenhadze (ok. 7 500 inkluzji) wg Krze- mińskiego (1993). 59 Podsumowując dotychczasowe badania nad składem in- kluzji w bursztynie bałtyckim, wydaje się, że współczesna fauna Polski, Europy Środkowej nie jest kontynuacją fauny z bursztynodajnych lasów (Larsson, 1978). Przyjmuje się średni wiek gatunków u owadów między 5-7 milionów lat, stąd wniosek że fauna bursztynu bałtyckiego całkowicie wy- marła. Jednak z całą pewnością nie da się stwierdzić, czy jakiś gatunek nie przetrwał z eocenu do dziś. Szadziewski (1998) przyjmuje, że na poziomie rzędów i rodzin fauna współczesna Europy jest podobna do bursztynowej, jednak zbiorowiska polodowcowe powstały poprzez migracje: z południowo- wschodniej Azji, północnej Afryki i południowej Europy. Bibliografia: Klebs, R., 1910. Schriften der physikalisch-ókonomischen Gesellschaft Kónigsberg, Kónigsberg, 51: 217-242. Koteja, J., 1986. Biuletyn sekcji owadów kopalnych, 4: 4-5. Krzemiński, W. et al., 1993. W bursztynowej pułapce. Mu- zeum Przyrodnicze Instytutu Systematyki i Ewolucji Zwierząt PAN Kraków. Kulicka, R. & Pielińska, A., 1998. Inkluzje Zwierzęce i roślin- ne ze zbiorów Muzeum Ziemi PAN w Warszawie. Bursztyn, Poglądy, Opinie - Materiały z seminariów Amberif 1994- 2004. Larsson, S. G., 1978. Baltic amber - a palaeobiological study. Entomonograph, Klampenborg, 192 pp. Sontag, E., 2003. Acta zoological cracoviensia, 46 (suppI.-Fos- sil Insects): 431-440. Szadziewski, R., 1998. Inkluzje zwierzęce w bursztynie bał- tyckim. W: Inkluzje organiczne w bursztynie bałtyckim, ba- dania, kolekcje dawne i obecne. Seminarium (Amberif'1998). Muzeum ziemi/Konferencje Naukowe/Streszczenia, 10: 9-14. Fig. 2. Częstość występowania głównych rzędów owadów w bursz- tynie bałtyckim, w kolekcji Muzeum Ziemi PAN w Warszawie (13 717 inkluzji) wg Krzemińskiego (1993). 60 Gąbki z górnego turonu i dolnego koniaku niecki opolskiej - aktualny stan badań LEO 2013 Ewa Swierczewska-Gładysz tv m i rr Wydział Nauk Geograficznych, Uniwersytet Łódzki, ul Narutowicza 88, 90-139 Łódź; e-mail: eswierczOgeo uni lodz pl | | | ^ | | •—. W D 1 cm E 1 cm Profil osadów górnej kredy niecki opolskiej obejmuje utwory cenomanu po środkowy koniak (np. Walaszczyk, 1988, 1992; Tarkowski, 1991). W utworach piaszczystych ce- nomanu występują Iithistida, gąbki z gromady Demospongea (Leonhard, 1897; Tarkowski, 1991). Gąbki te są słabo rozpo- znane, ale ze względu na brak dostępnych odsłonięć cenoma- nu niemożliwe jest obecnie zebranie i opracowanie nowego materiału. Znacznie lepiej są poznane gąbki turońskie, które były opisywane w XIX wieku przez badaczy niemieckich (A. Roemer, 1841; F. Roemer, 1870; Quenstedt, 1878; Leonhard, 1897). Niektóre gatunki zrewidował następnie Schrammen (1912). Wiele lat później kilka gąbek z utworów górnego tu- ronu i dolnego koniaku niecki opolskiej zaprezentował Tar- kowski (1991). Prace badawcze podjęte przez autorkę mają na celu uzu- pełnienie danych o faunie gąbkowej tego regionu. Są one pro- wadzone od 2010 r. w dwóch czynnych kamieniołomach Odra II i Folwark. W kamieniołomie Odra II, znajdującym się na terenie Opola, występują utwory środkowego i górnego turo- nu. Wyżej leżące w profilu utwory, reprezentujące wyższą część górnego turonu oraz dolny koniak, odsłaniają się w ka- mieniołomie Folwark, usytuowanym ok. 10 km na SW od Opola. Wśród bardzo rzadkich skamieniałości znajdowanych w ilastych marglach i marglach środkowego turonu (poziomy Inoceramus apicalis i Inoceramus lamarcki) nie znaleziono gąbek. Bogata fauna gąbkowa pojawia się wyżej w profilu, w wapieniach marglistych górnego turonu (poziom Inocera- mus perplexus i niższa część poziomu Mytiloides scupini). Gąbki zachowane są w pozycji przyżyciowej lub przewrócone na bok, ale bez śladów pośmiertnego przemieszczania. Gąbki in situ występują także w kompleksie margli górnego turonu (wyższa część poziomu Mytiloides scupini i poziom Cremno- ceramus waltersdorfensis waltersdorfensis) i dolnego koniaku (poziomy Cremnoceramus deformis erectus, Cremnoceramus crassus crassus + Cremnoceramus deformis deformis). W utworach tych gąbki są nieco mniej liczne niż w wapie- niach marglistych, ale za to zwykle osiągają większe rozmia- ry. Krzemionkowe szkielety gąbek zarówno z margli jak i z wapieni marglistych są zwykle całkowicie rozpuszczone. Pustki po rozpuszczonych igłach, a niekiedy także i przestrze- nie międzyspikularne są wypełnione Iimonitem lub pirytem, co powoduje, że struktura szkieletu staje się często nieczytel- na. Na gąbkach występuje liczna epifauna - mszywioły, kora- le ośmiopromienne, małże i wieloszczety. W przeciwieństwie do zespołu cenomańskiego, Iithistida w wapieniach marglistych i marglach są bardzo rzadkie, re- prezentowane głównie przez gatunki Verruculina tenuis (Ro- emer) i Polyierea (Thecosiphonia) nobilis (Roemer). Dominującą grupą są gąbki z rzędu Lychniscosida (gromada Hexactinellida), wśród których najliczniejsi są przed-stawi- ciele rodziny Ventriculitidae (Swierczewska-Gładysz, 2012). Ich udział w zebranej kolekcji wynosi ok. 90%. Bogaty mate- riał pozwolił na prześledzenie zmienności wewnątrz-gatunko- wej badanych gąbek i ustosunkowanie się do wcześniej opisanych taksonów z kredy opolskiej. Wyróżniono osiem gatunków - Ventriculites chonoides (Manteli), Sporadoscinia alcyonoides (Manteli), Leiostracosia angustata (Roemer) (Fig. 1A), Coscinopora infundibuliformis (Goldfuss), Rhizopoterion cribrosum (Phillips), Astropegma stellata (Roemer), Leiostra- cosia robusta (Schrammen) i Sporadoscinia venosa (Roemer). Fig. 1. Gąbki z górnego turonu i dolnego koniaku niecki opolskiej. A - Leiostracosia angustata (Roemer). B - Porochonia simplex Hinde. C - Plocoscyphia roemeri (Leonhard). D - Tremabolites megastoma (Roemer). E - Camerospongia fungiformis (Goldfuss). Cztery ostatnie gatunki nie były dotychczas opisywane z kre- dy opolskiej. A. stellata (Roemer) i L. robusta (Schrammen), znane z młodszych pięter kredy, odnotowano w turonie po raz pierwszy. Niecka opolska jest też pierwszym stanowi- skiem, gdzie w tych samych warstwach górnego turonu i dol- nego koniaku występują bardzo zbliżone makroskopowo do siebie gatunki V. chonoides i R. cribrosum. Pospolity w turo- nie zachodniej Europy V. chonoides jest bardzo liczny w ba- danych utworach, natomiast R. cribrosum, częsty w osadach santonu—mastrychtu, jest niezwykle rzadki. W utworach turonu i dolnego koniaku stwierdzono ponad- to dziewięć innych gatunków Lychniscosida. Gatunkami zna- nymi już wcześniej z kredy opolskiej są: Plocoscyphia 61 roemeri (Leonhard) (Fig. 1C), Tremabolites megastoma (Ro- emer) (Fig. ID), Camerospongia fungiformis (Goldfuss) (Fig. IE), Becksia nidiformis (Leonhard) i Cameroptychium patella (Leonhard). Stosunkowo liczne są gąbki z gatunku Porocho- nia simplex Hinde (Fig. IB), opisywane w literaturze nie- mieckiej jako Leptophragma fragile (Roemer) lub Callodictyon fragile (Roemer). Rzadkimi, późnokredowymi taksonami Lychniscosida, odnotowanymi po raz pierwszy w badanym profilu są: Pyrospongia vrbaei Zahalka, gatunek dotychczas znany tylko z turonu Czech; Oncolpia becksioides (Defretin-Lefranc), opisany z turonu Francji i Calyptrella ber- tae Schrammen z kampanu Niemiec. Powszechne w późnej kredzie gąbki z rzędu Hexactinosida w badanym zespole mają znikomy udział i dotychczas nie były opisywane z turonu i koniaku niecki opolskiej. Wśród fragmentarycznie zachowa- nych okazów rozpoznano gatunki Guetardiscyphia stellata Michelin, Wollemania araenosa Schrammen, Eurete rauffi Schrammen i Placotrema cretaceum Hinde. Ostatni wymie- niony gatunek dotychczas znany był wyłącznie z górnej kre- dy Anglii. W utworach marglistych znajdowane są ponadto rzadko zachowujące się w stanie kopalnym szczątki Lyssaci- nosida (gromady Hexactinellida), których szkielet zbudowany jest z luźnych igieł krzemionkowych (Swierczewska-Gładysz & Jurkowska, w druku). Obecność licznych i zróżnicowanych taksonomicznie przedstawicieli Hexactinellida w wapieniach marglistych i marglach górnego turonu i dolnego koniaku niecki opolskiej wskazuje, że utwory te były deponowane poniżej podstawy falowania sztormowego. O spokojnej, sedymentacji świadczy także stan zachowania gąbek, zwłaszcza Lyssacinosida. Skład zespołu gąbkowego z wapieni marglistych i margli jest dość podobny, przy czym gatunki ventrikulitidow i Porochonia simplex w marglach reprezentowane są przez morfotypy sze- rokokielichowe i dyskoidalne, uznawane za wskaźnik bardzo wolnej sedymentacji (Krautter, 1997). Gąbki występujące w wapieniach marglistych mają natomiast zwykle kształt wą- skich kielichów lub są cylindryczne, często z jednym lub kil- koma przewężeniami i zwężonym ujściem (Fig. 1A). Hexactinellida preferują bardzo wolną sedymentacje. Ten- dencja do zwężania oskulum, została zaobserwowana u współczesnych gąbek, żyjących w środowisku o nieco szyb- szym tempie sedymentacji (Cook et al., 2008). Ogranicza to ilość osadu dostającego się do spongocela i jednocześnie wo- da wypływająca ze spongocela przez węższe oskulum efek- tywniej usuwa gromadzący się w nim osad (Krautter, 1997, 1998). Zmienność morfotypowa badanych gąbek pozwala wnioskować, że tempo sedymentacji w czasie osadzania się wapieni marglistych było nieznacznie szybsze niż w czasie osadzania się margli. Bibliografia: Cook, S. E et al., 2008. Marine Environmental Research, 66, Supplement 1: 80-86. Krautter, M„ 1997. Profil, 11:199-324. Krautter, M., 1998. Cuadernos de Geologia Iberica, 24: 223-239. Leonhard, R., 1897. Palaeontographica, 44:11-70. Roemer, F.A., 1840-1841. Die Versteinerungen des norddeut- schen Kreidegebirges, 145 pp. Roemer, F., 1870. Geologie von Oberschlesien, 587 pp. Quenstedt, F.A., 1878. Petrefactenkunde Deutschlands. Band. 5, Schwamme, 612 pp. Schrammen, A., 1912. Palaeontographica, Supplement 5: 1-385. Swierczewska-Gładysz, E., 2012. Annales Societatis Geologo- rum Poloniae, 82: 201-224. Swierczewska-Gładysz, E. & Jurkowska, A., Facies (w druku). Tarkowski, R., 1991. Zeszyty Naukowe AGH, 51: 3-156. Walaszczyk, I., 1988. Acta Geologica Polonica, 38: 51-61. Walaszczyk, I., 1992. Acta Geologica Polonica, 42:1-122. 62 Utrwalone hipotezy naukowe w świetle nowych wyników badań, na przykładzie hipotezy przebiegu zdarzeń w schyłkowym okresie plejstocenu na obszarze Europy Środkowej i Arktyki Barbara Wojtasik HydroBiolLab, ul. Żeliwna 23a/8, 81-159 Gdynia; e-mail: hydrobiollab@wp.pl; tel. 605 837 064 P#LEO 2013 TYNIEC Hipoteza dotycząca przebiegu zdarzeń w schyłkowym okresie plejstocenu i występowania wielkiego Iądolodu jest ogólnie uznana i akceptowana. Pojawiające się hipotezy do- tyczące nunataków i refugiów wraz z hipotezą Iądolodu two- rzą obraz nieciągłej, wielkiej czapy lodowcowej. Przy czym wg tych teorii na obszarach nieciągłości (nunatakach, refu- giach) mogły zachować się różne gatunki roślin i zwierząt, w tym reliktowe. Szczególnie interesujące są te teorie, jeśli uwzględni się prawa fizyki. Pozostawiając teorię Iądolodu za- legającego w dolinach i nunataków, które miały znajdować się powyżej lodowca okazuje się, że jeśli miały przetrwać na obszarze nunataków organizmy roślinne i zwierzęce, to po- wyżej lodowca w długim okresie czasu musiało być cieplej, niż na jego powierzchni. Według badań instrumentalnych temperatura spada wraz z wysokością, więc byłoby to zjawi- sko nowe. Obraz współczesnej Arktyki i Antarktydy wskazu- je na brak zbiorników wodnych i drzew ponad pokrywami lodowców. W jaki, więc sposób mogłoby takie zjawisko za- chodzić w schyłkowym okresie plejstocenu? Kolejnym nur- tującym zagadnieniem jest przesuwanie się organizmów na północ wraz za wycofującym się Iądolodem. Teoria wydaje się słuszna, jeśli przyjmie się z definicji hipotezę Iądolodu. Jednak analizy literaturowe i badania przeprowadzone na słodkowodnym małżoraczku arktycznym Candona rectangu- lata Alm, 1914 wskazują na możliwość innego przebiegu zda- rzeń. Rezultaty badań wskazują, że niewielka liczba gatunków Ostracoda zbiorników słodkowodnych Spitsberge- nu (tam prowadzono badania), ale również innych wysp Ark- tyki wynika nie z migracji, ale z selekcji jaka następowała przy wielokrotnych zmianach klimatu obszarów polarnych. Przetrwały tylko te gatunki Ostracoda, które są eurytopowe, w szczególności eurytermiczne. Na Spitsbergenie nie wystę- pują gatunki Ostracoda zimnolubne. Takich gatunków należy szukać w wysokich partiach gór poza Spitsbergenem. Jeśli na Spitsbergenie nie ma gatunków zimnolubnych, to powstaje pytanie dlaczego gatunki zimnolubne, występujące poza Ark- tyką, nie przemieściły się na ten obszar, skoro warunki na przedpolu Iądolodu powinny odpowiadać ich preferencjom siedliskowym. A może w ogóle Iądolodu nie było w takim znaczeniu jak to przewiduje powszechnie przyjmowana hipo- teza naukowa. Było tylko rejestrowane w różnych metodach badawczych paleoklimatologii gwałtowne obniżenie tempe- ratury. W takiej sytuacji, gdy zimne (o temperaturze znacznie poniżej 0°C), ciężkie powietrze zalegałoby w dolinach (nie Ią- dolód), to powyżej na obszarach nunataków mogło być cie- plej (inwersja termiczna). Wtedy teoria nunataków tłumaczyłaby, dlaczego na niektórych obszarach przetrwały różne gatunki, które następnie mogły się rozprzestrzenić. Na- tomiast na terenach nizinnych nastąpiły istotne zmiany w składzie gatunkowym organizmów. 63 Powiązanie zjawiska progenezy u goniatytów Balviinae (Prionoceratidae) z globalnymi zdarzeniami w późnym famenie wstępne wyniki badań Tatiana Woroncowa-Marcinowska Państwowy Instytut Geologiczny-Państwowy Instytut Badawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975, Warszawa; e-mail: tatiana.woroncowa-marcinowska@pgi.gov.pil P#LEO 2013 TYNIEC Zjawisko progenezy rozumiemy jako ważny proces ewolu- cyjny, który zwiększa potencjał adaptacji organizmów, gdzie ma miejsce ich przedwczesne dojrzewanie płciowe. W przy- padku Prionoceratidae adaptatywna radiacja miała miejsce już w dolnej części piętra wocklumeria. Korn (1992, 1995) przepuszcza, że ewolucja późnofameńskich prionoceratid jest reakcją na wahania poziomu morza, a w szczególności na trendy regresywne, które miały miejsce w środkowej części piętra wocklumeria. Przedstawiciele Balviinae w profilu Kowala (Woroncowa- Marcinowska, 2011) występują dwukrotnie pomiędzy dwoma charakterystycznymi warstwami czarnych łupków odpowia- dającym zdarzeniom faunistycznym: Hangenberg (HBS) 0 globalnym rozprzestrzenieniu (Weddige, 1996) oraz Kowala (KBS) o rozprzestrzenieniu „lokalnym” (Marynowski & Fili- piak, 2007). W celu dokładniejszego oznaczenia pozycji stra- tygraficznej goniatytów w tej części profilu zostały pobrane próby na konodonty. Wydobyte z wapieni konodonty repre- zentują poziomy od najwyższego expansa po dolną część środkowego praesulcata. Tripodellus gonioclymenia, Pseudo- polygnathus ultimus oraz D. trigonicus (Dzik, 2006) znajdują- ce się bezpośrednio ponad czarnymi łupkami KBS wskazują na najwyższą część poziomu górny expansa/dolny praesulca- ta. Zgodnie z przedstawionym materiałem ciemne łupki (KBS) w Kowali mogą być powiązane z rozpowszechnionym w tym czasie (środkowy/późny expansa) pulsem transgre- sywnym „Strunian/Epinette” w Belgii albo powstaniem wa- pieni „Wocklum” z obfitą fauną głowonogów w Reńskich Górach Łupkowych (Kaiser et al., 2008). Wstępne wyniki procentowego udziału rodzajów konodon- tów w próbach badanego interwału pozwalają wyróżnić trzy biofację konodontowe: Pa-Po (górny expansa/dolny praesul- cata); Pa-Bi-Br (dolny praesulcata) oraz Pa-Br (dolny/środko- wy praesulcata), które są bardzo zbliżone do konodontowych biofacji z Alp Karnickich i Masywu Reńskiego (Kaiser et al., 2006, 2008). Skrót Pa oznacza Palmatolepididae, Po - Poly- gnathydae, zaś Bi - Bispathodus i Br - Branmehla. Na podstawie wyników oznaczeń izotopu węgla 813C w wapieniach pomiędzy horyzontami czarnych łupków KBS 1 HBS w profilu Kowala (Trela & Malec, 2007) oraz na pod- stawie precyzyjnej biostratygrafii badanego interwału w pro- filach Alp Karnickich i Masywu Reńskiego powstał wysoko rozdzielczy zapis izotopów węgla i izotopów tlenu (Kaiser et al., 2006). Wyniki te dostarczyły dodatkowych informacji, które mogą być podstawą do odczytania, poza wahaniami po- ziomu morza, innych warunków środowiskowych. Wartości 813C próbek pochodzących z wapieni (poziomy górny expan- sa/praesulcata) powyżej czarnych łupków KBS, są względnie stałe i mieszczą się w przedziale od 1,01 do l,77%o (Trela & Malec, 2007). Według pomiarów izotopów 818Ophosph w póź- nym expansa temperatura liczyła 30°C. Drugi wzrost tempe- ratury morza pomiędzy 27 a 29°C (Kaiser et al., 2006, 2008) miał miejsce we wczesnym praesulcata, efektem czego mogło być wymieranie Tr. gonioclymeniae, określające początek środkowego praesulcata. Temperatura wody ma duży wpływ na przebieg procesów fizycznych, chemicznych i biologicz- nych zachodzących w organizmach. Blisko tych punktów wzrostu temperatury zostało zaobserwowano zjawisko pro- genezy u Balviinae, tj. pojawienia się nowych organizmów o rozmiarach dojrzałych osobników dwukrotnie mniejszych od swoich przodków Mimimitoceras (Korn, 1992,1995). Reasumując, oprócz eustatycznych zmian poziomu morza największy wpływ na powstanie i przebieg zjawiska proge- nezy u Prionoceratidae, które miało miejsce w okresie późny expansa/wczesny praesulcata i wczesny/środkowy praesulca- ta, moim zdaniem miały znaczne wahania temperatury wody, a zwłaszcza jej wzrost, który zaznaczył się pikami temperatu- rowymi w późnym expansa (30°C) i w środku wczesnego praesulcata (29°C). Blisko tych interwałów obserwujemy zwiększenie liczby gatunków wśród podrodziny Balviinae (Korn, 1992; Korn & Klug, 2002; Dzik, 2006; Woroncowa- Marcinowska, 2011). Bibliografia: Dzik, J., 2006. Palaeontologia Polonica, 63: 1-359. Kaiser, S.I. et al., 2006. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 240:146-160. Kaiser, S.I. et al., 2008. Geological Journal, 43: 241-260. Korn, D., 1992. Acta Palaeontologica Polonica, 37: 21-36. Korn, D„ 1995. Lethaia, 28:155-165. Korn, D. & Klug, C., 2002. W: Riegraf, W. (ed.), Fossilium Catalogus I: Animalia, Parts 138:1-374. Backhuys Publishers, Leiden. Marynowski, L. & Filipiak, P., 2007. Geological Magazine, 144: 569-595. Trela, W. & Malec, J., 2007. Przegląd Geologiczny, 55: 411-415. Weddige, K., 1996. Senckenbergiana Lethaea, 76: 267-286. Woroncowa-Marcinowska, T., 2011. Acta Geologica Polonica, 61: 35-45. 64 Biostratygrafia konodontowa pogranicza emsu i eiflu w Górach Świętokrzyskich Krystian Wójcik Wydział Geologii, Uniwersytet Warszawski, Al. Żwirki i Wigury 93, 00-089 Warszawa; e-mail: krystian.karol.wojcik@student.uw.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Przełom wczesnego i środkowego dewonu wyznacza po- czątek jednej z największych transgresji morskich w fanero- zoicznej historii Ziemi. Czas i kierunek wkraczania wód morskich na obszar świętokrzyski, a zarazem rozwój i kieru- nek zmian środowisk sedymentacji w tym interwale pozosta- wały do tej pory słabo poznane. W ramach projektu NCN nr 2011/01/N/STl0/00604 (ID 152735) wykonano sedymento- Iogiczne i stratygraficzne opracowanie 9 profili pogranicza emsu i eiflu z regionu kieleckiego, które składają się na re- konstrukcję rozwoju facjalnego obszaru Gór Świętokrzyskich, na tle tektoniczno-facjalnej ewolucji południowego szelfu Laurussii (Wójcik, 2013). W ramach prac stratygraficznych zebrano kolekcję około 200 konodontów platformowych, po- zyskanych z ogniwa wapieni z Dąbrowy, formacji dolomitów z Szewców oraz formacji dolomitów z Jurkowie (Fig. 1). Ko- nodontów nie stwierdzono w podściełających je utworach ogniwa dolomitów ze Zbrzy i formacji z Winnej oraz nadle- głych utworach formacji z Janczyc. Wszystkie okazy są przedstawicielami rodzaju Icriodus, który reprezentowany jest przez 2 zespoły: (i) I. corniger corniger, I. c. retrodepres- sus, I. c. leptus, I. werneri, I. introlevatus, I. curvirostratus oraz (ii) I. amabilis i I. struvei. Pomimo braku taksonów in- deksowych z rodzaju Polygnathus, zasięgi stratygraficzne Icriodontidae (rozpoznane w Górach Eifel przez Weddi- ge'a (1977), a w Ardenach przez Gouwy i Bultyncka (2003) oraz na obszarze radomsko-Iubelskim przez Narkiewicz (2011)) pozwalają z powodzeniem wyznaczyć granice stan- dardowych zon konodontowych najwyższego emsu i eiflu. W sukcesjach świętokrzyskich dystrybucja konodontów jest jednak bardzo wyraźnie uwarunkowana występowaniem nie- sprzyjających facji - przedstawiciele starszego zespołu w ba- danych sukcesjach po raz pierwszy pojawiają się dopiero w spągowej części ogniwa wapieni z Dąbrowy. Brak w ze- branym materiale taksonów piętra emskiego, jak również brak ewolucyjnego FAD istotnej stratygraficznie formy I. c. retrodepressus, nie pozwalają zlokalizować granicy emsu i eiflu na badanym obszarze. Pojawienie się wymienionego gatunku wyznacza jedynie granicę powyżej której skały na pewno posiadają wiek eifelski, nic nie mówiąc o wieku skał podściełających, które jako nieme paleontologicznie mogą równie dobrze należeć do emsu jak i do eiflu (por. Fijałkow- ska-Mader & Malec, 2011). Dopiero pojawienie się przedsta- wicieli młodszego zespołu pozwala zdefiniować granicę dwóch pierwszych poziomów konodontowych niższego eiflu - partitus i costatus. Ponownie niema paleontologicznie po- zostaje wyższa część sukcesji. Tak skonstruowany szkielet biostratygraficzny stanowi punkt wyjścia do korelacji przy użyciu innych narzędzi stra- tygraficznych, między innymi przy pomocy krzywych podat- ności magnetycznej (Wójcik, 2013). Bibliografia: Fijałkowska-Mader, A. & Malec, J., 2011. Geological Quarter- ly, 55:109-138. Gouwy, S. & Bultynck, P., 2003. Revista Espańola de Micro- paleontologia, 35: 315-344. Narkiewicz, K, 2011. Prace Państwowego Instytutu Geolo- gicznego, 196:147-192. Weddige, K., 1977. Senckenbergiana lethaea, 58: 271-119. Wójcik, K., 2013. Praca doktorska niepublikowana. Uniwer- sytet Warszawski, Wydział Geologii. Warszawa. Fig. 1. Litostratygrafia pogranicza emsu i eiflu regionu kieleckiego Gór Świętokrzyskich wg Wójcika (2013); fmSz - formacja z Szydłówka. 65 Unikatowy zapis wczesnofameńskiego ekosystemu pelagicznego w Górach Świętokrzyskich Michał Zatoń, Michał Rakociński, Paweł Filipiak & Wojciech Krawczyński Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: mzaton@wnoz.us.edu.pl, rakocinskimichal@wp.pl, pawel.filipiak@us.edu.pl, wojtekk@us.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Utwory dolnego famenu odsłaniające się w kamieniołomie Kowala niedaleko Chęcin w Górach Świętokrzyskich obfite są w bardzo ciekawy zespół skamieniałości składający się z glo- nów i stawonogów. Regularne występowanie skamieniałości stwierdzono w kilkunastometrowej sekwencji wapieni prze- ławiconych łupkami marglistymi reprezentującej poziom ko- nodontowy crepida. Z uwagi na fakt, że glony nie posiadają tkanek przewodzą- cych, pozostałości po nich spotykane są w zapisie kopalnym niezmiernie rzadko. Tymczasem w osadach wczesnofameń- skich Kowali zachowały się one bardzo licznie w postaci uwę- glonych, kilku- do kilkunastocentymetrowych, fragmentarycznych lub prawie kompletnych plech. Stan za- chowania sugeruje, iż pierwotnie plechy nie były wysycone węglanem wapnia. Jak do tej pory odnotowano ok. pięciu różnych morfologicznie form. Na powierzchni plechy niektó- rych osobników zachowały się najdrobniejsze elementy mor- fologiczne w postaci wypustek i cienkich filamentów. Jak na razie ich pozycja systematyczna jest niejasna, aczkolwiek nie jest wykluczone, że mogą one być spokrewnione z zielenica- mi i/lub brunatnicami. Stawonogi z kolei, zachowały się w postaci sfosfatyzowa- nych egzoszkieletów. Reprezentowane są one przez trzy gru- py: enigmatyczne concavicaridy (gromada Thylacocephala, np. Briggs & Rolfe, 1983; Rolfe, 1985), liścioraki (Phyllocari- da, gromada Malacostraca, np. Briggs et al., 2011) oraz angu- stidontidy (gromada Malacostraca, np. Rolfe & Dzik, 2006). Dominującą grupą są zdecydowanie concavicaridy, reprezen- towane przez mniej lub bardziej kompletne karapaksy, naj- częściej zachowane lateralnie w stosunku do uławicenia. Liścioraki rzadko występują w postaci kompletnych okazów (karapaksy wraz z tułowiem i ogonem); najczęściej znajdy- wane są w postaci izolowanych części tułowiowych i ogono- wych. Biorąc pod uwagę zróżnicowanie morfologiczne zachowanych karapaksów i części ogonowych można wnio- skować, iż reprezentowane są one przez trzy taksony. Angu- stidontidy (z rodzajem Angustidontus), najmniej liczne z całego zespołu, zachowane są w postaci izolowanych, cha- rakterystycznie ząbkowanych maxillipedow i części ogono- wych. Innymi częstymi skamieniałościami stowarzyszonymi z wyżej wymienionymi glonami i stawonogami, są zdekalcy- fikowane muszle łodzikowatych, uwęglone pozostałości po organicznych anaptychach amonitowatych, sfosfatyzowane muszle ramienionogów bezzawiasowych (orbikuloidy) oraz sporadyczne muszle ramienionogów zawiasowych. Dlatego też zachowanie się w utworach dolnofameńskich Kowali or- ganizmów charakteryzujących się niskim potencjałem fosyli- zacyjnym, takich jak niekalcyfikujące glony i egzoszkielety stawonogów, niewątpliwie dostarczają pełniejszego obrazu ekosystemu wczesnofameńskiego. Obecność pelagicznych stawonogów i głowonogów wskazuje na spokojne środowisko otwartego morza. Bardzo zubożony bentos i częsta laminacja osadu wskazują, iż strefy przydenne przynajmniej okresowo pozbawione były tlenu. Potwierdzają to obserwowane w po- ziomie crepida rozkłady framboidów pirytowych oraz niskie stężenia arylowych izoprenoidów i gammaceranu, biomarke- rów charakterystycznych dla warunków euksynicznych w kolumnie wody (Marynowski et al., 2011) oraz występująca tu wszechobecna amorficzna substancja organiczna (Filipiak, 2009). Zatem epizodyczne warunki anoksyczne na dnie, a co się z tym również wiąże brak organizmów zaburzających osad, były zapewne kluczowymi czynnikami prowadzącymi do zachowania się glonów i szczątków stawonogów. Niniejsze badania zostały sfinansowane dzięki grantowi dla młodych badaczy ufundowanego przez Wydział Nauk o Zie- mi UŚ. Bibliografia: Briggs, D.E.G. & Rolfe, W.D.I., 1983. Special Papers in Pala- eontology, 30: 249-276. Briggs, D.E.G. et al., 2011. Journal of Systematic Palaeontolo- gy, 9: 399-424. Filipiak, P., 2009., Review of Palaeobotany and Palynology, 157: 326-338. Marynowski, L. et al., 2011. Palaeogeography, Palaeoclimato- logy, Palaeoecology, 306:1-14. Rolfe, W.D.I., 1985. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 76: 391-399. Rolfe, W.D.I. & Dzik, J., 2006. Transactions of the Royal So- ciety of Edinburgh: Earth Sciences, 97: 75-96. 66 Niezwykłe paprocie drzewiaste z kredy Polski D. Zdebska & G. Pacyna Zakład Paleobotaniki i Paleoherbarium, Instytut Botaniki Uniwersytet Jagielloński, ul. Lubicz 46, 31-512 Kraków; e-mail: danuta.zdebska@uj.edu.pl, grzegorz.pacyna@uj.edu.pl P#LEO 2013 TYNIEC Drzewiaste paprocie znane są od karbonu, zachowując się często w postaci dużych fragmentów skamieniałych pni, któ- rych charakterystyczna budowa morfologiczna i anatomiczna jest łatwa do rozpoznania. Okazy tych paproci były opisywa- ne już od XEX wieku. Formy drzewiaste znane są zarówno w rodzinach paproci, które występują współcześnie (Marat- tiaceae, Cyatheaceae, Dicksoniaceae), jak i w rodzinach pa- proci wymarłych. Słynne są pnie karbońskich paproci rodzaju Psaronius z rodziny Marattiaceae. Została także opisana wy- marła rodzina paproci drzewiastych wyłącznie na podstawie skamieniałych pni. Jest nią kredowa rodzina Tempskyaceace z jednym rodzajem Tempskya. Rodzaj Tempskya został ustanowiony przez Cordę w 1845 roku dla skamieniałych pni paproci z zachowaną budową anatomiczną znalezionych w górnej kredzie Niemiec i Czech (Corda, 1845). Roślina charakteryzuje się swoistą budową pę- du noszącego nazwę „fałszywego”. Jego masę stanowią cien- kie pędy wraz z ogonkami liściowymi, otoczone bardzo licznymi korzeniami przybyszowymi wypełniającymi prze- strzeń między pędami, tworząc grubą warstwę, tak że pęd mógł osiągać pół metra średnicy, co sugeruje, że paproć mo- gła dorastać do 6 m wysokości. Zostały opisane liczne gatunki tego rodzaju ze stanowisk Europy (Boodle, 1895; Chandler, 1968), Ameryki Płn. (Se- ward, 1924; Read & Brown, 1937; Andrews, 1943; Andrews & Kem, 1947; Ash & Read, 1976; Tidwell & Hebbert, 1992), a ostatnio także Argentyny (Tidwell & Wright; 2003) i Au- stralii (Clifford & Dettmann, 2005). W roku 1865 Goeppert opisał podobny w budowie morfo- logicznej i anatomicznej do Tempskya okaz z turonu Opola pod nazwą Rhizodendron oppoliense (w 1881 nazwę tę zmie- nił na Rhizopterodendron oppoliense). Okaz przedstawiał du- ży fragment skamieniałego pędu, gdzie w budowie anatomicznej można było wyróżnić wiązkę przewodzącą pę- du i ogonków liściowych oraz płaszcz korzeni, był on następ- nie przedmiotem szczegółowej analizy paleobotanicznej Stenzela (1886) i Gothana (1904). Okazy oznaczone jako Rhi- zodendron były później jeszcze kilkakrotnie notowane z tere- nu Polski. Raciborski (1909) opisał okaz znaleziony w senońskich marglach w Zaszkowie koło Lwowa ilustrując budowę anatomiczną korzenia. Kolejny okaz opisany przez Raciborskiego (1915) pochodził z koryta Sanu w Sanoku, był na tyle dobrze zachowany, ze stał się podstawą do opisu no- wego gatunku R. carpaticum. W 1922 roku Lilpop opisał okaz Rhizodendron znaleziony w opoce senońskiej w okolicach Pińczowa. Okaz ten swoją budową morfologiczną i anato- miczną jest podobny do Rhizodendron oppoliense. Kolejny okaz opisany przez Reymanówną w 1966 roku pochodził z Szynwałdu koło Tarnowa (Reymanówna & Urbaniak, 1966). Na podstawie opublikowanych opisów budowy morfologicz- nej i anatomicznej, rysunków i fotografii oraz rewizji orygi- nalnych okazów (okazów Raciborskiego i Lilpopa nie odnaleziono) można przypuszczać z dużym prawdopodobień- stwem, że okazy opisane z Polski jako Rhizodendron w rze- czywistości reprezentują rodzaj Tempskya. Zagadnienie to będzie przedmiotem szczegółowej rewizji. Największy z dotychczas odnalezionych w Polsce okazów Tempskya pochodzi z opoki mastrychtckiej z Czarnegostoku na Roztoczu (Gierliński et al., 2008). Z niewielkiego fragmen- tu tego pędu zostały wykonane szlify, na których widoczna jest anatomia licznych korzeni, w przekrojach poprzecznych i podłużnych (Wcisło-Luraniec, 2001). Nieopisane okazy prawdopodobnie Tempskya z kredy Kotliny Raciborskiej zo- stały zilustrowane w albumie przez Niemirowską (2013). Nowy okaz Tempskya pochodzi z Groszowic (Opole), jest to niewielki fragment skrzemionkowanego pędu. Jego masę stanowią liczne korzenie przerastające miękisz pędu. W prze- kroju poprzecznym widoczna jest struktura anatomiczna ko- rzeni stanowiących warstwę wokół pędu. Struktura anatomiczna pędu jest słabo widoczna, natomiast korzeni do- skonale zachowana. Wnętrze korzenia zajmuje egzarchiczna wiązka przewodząca, której elementami przewodzącymi są tracheidy z drabinkowatymi zgrubieniami ścian i komórki floemu. Wiązki tkwią w tkance parenchymatycznej, która wokół wiązek tworzy zwarty pierścień o zgrubiałych ścianach komórek, jest to tzw. tkanka sklerenchymatyczna nadająca roślinie wytrzymałość na różnego rodzaju odkształcenia. Ko- mórki parenchymy jak i sklerenchychymy są izodiametrycz- nego kształtu i mają coraz większą średnicę im są dalej położone od wiązki przewodzącej. Na zewnątrz korzeń ochrania jednowarstwowa epiderma. Korzenie mogą rozgałę- ziać się pod różnymi kątami. Korzenie wokół wiązki pędu tworzyły gruby i bardzo zwarty płaszcz, tak że nie jest wi- doczna parenchyma pędu. Korzenie przyrastając w dużej ma- sie ulegały wzajemnemu zgniataniu i na przekrojach widoczne są nieco zdeformowane. Taka budowa anatomiczna niewątpliwie zapewniała roślinie sztywność i mechaniczną wytrzymałość pędu i paprocie mogły w związku z tym osią- gać znaczne wysokości. Bibliografia: Andrews, H.N., 1943. American Midland Naturalist, 29: 133-136. Andrews, H.N. & Kern E.M., 1947. Annals of the Missouri Botanical Garden, 34:119-156. Ash, S.R. & Read, C.B., 1976. Geological Survey Professional Paper, 874:1-40. Boodle, L.A., 1895. Annals of Botany, 9:137-141. Chandler, M.E.J., 1968. Bulletin of the British Museum (Natu- ral History) Geology, 15:171-179. Clifford, H.T. & Dettmann, M.E., 2005. Review of Palaeobo- tany and Palynology, 134: 71-84. Corda, A.J., 1845. Flora Protogaea. Beitrage zur Flora der Vorwelt. S. Calvary and Co., Berlin, 128 pp. Gierliński, G.D. et al., 2008. Oryctos, 8:107-113. Goeppert, H., 1865. Neues Jahrbuch Mineralogie, Geologie und Palaontologie, 1865: 395-399. Goeppert, H., 1881. Arboretum fossile, Breslau, 6 pp. Gothan, W., 1904. W: Potonie H. Abbildungen und Beschre- ibungen foss. Pflanzen, 2:1-12. Lilpop, J., 1922. Kosmos, 47: 252-254. Niemirowską, S., 2013. Skamieniałe drewno. Wyd. Poligraf, Brzezia Łąka. Raciborski, M., 1909. Kosmos, 34: 845-848. Raciborski, M., 1915. Sprawozdania z czynności i posiedzeń Akademii Umiejętności w Krakowie, 22:14-15. Read, C.B. & Brown, R.W., 1937. U. S. Geological Survey Pro- fessional Paper, 186:103-129. Reymanówna, M. & Urbaniak, J., 1966. Kwartalnik Geolo- giczny, 10: 569-570. 67 Seward, A.C., 1924. Annals of Botany, 38: 485-507. Stenzel, K.G., 1886. Erganzungsheft zum 63. Jahresbericht der Schlesischen Gesselschaft fur vaterl. Cultur.: 1-30. Tidwell, W.D. & Hebbert N., 1992. International Journal of Plant Sciences, 153: 513-528. Tidwell, W.D. & Wright W.W., 2003. Review of Palaeobotany and Palynology, 127:133-145. Wcisło-Luraniec, E., 2001. Botanika w dobie biologii moleku- larnej. Materiały sesji i sympozjów 52 Zjazdu Polskiego To- warzystwa Botanicznego, Poznań, s. 204. 68 Skarby Prągowca Elżbieta Złonkiewicz IV Liceum Ogólnokształcące im. M. Kopernika, ul. gen. J. Dąbrowskiego 82, 35-036 Rzeszów; e-mail: e.zlonkiewicz@wp.plw P#LEO 2013 TYNIEC W Polsce jest wiele miejsc gdzie można znaleźć interesują- ce skamieniałości, w tym nieznanych wcześniej z naszego kraju [1-5]. Do takich miejsc należy rejon Gór Świętokrzy- skich, który jest bardzo zróżnicowany pod względem budowy geologicznej. Z tego powodu jest on przedmiotem badań za- równo naukowców, jak i geologów amatorów, prowadzących poszukiwania na własną rękę, czy też eksplorujących istnieją- ce szlaki i obiekty geoturystyczne. W prezentacji scharakteryzowano skamieniałości zebrane przez amatorkę - licealistkę zafascynowaną geologią (Fig. 8). Autorka wybrała się do Prągowca, aby zapoznać się z łupka- mi sylurskimi, których wychodnie tam się znajdują. Na du- żych głębokościach łupki te są gazonośne i z tego powodu bywają ostatnio częstym „bohaterem” mediów. Wąwóz Prągowiec znajduje się w zboczu góry Ryj, nieda- leko wsi Bardo w gminie Raków, w województwie święto- krzyskim [6], Na podstawie informacji zdobytych ze źródeł internetowych [7, 8] oraz uzyskanych od Pana prof. Mirosła- wa Rutkowskiego podjęto wędrówkę od miejscowości Bardo w stronę góry Ryj. Wąwóz ma strome ściany i jest gęsto po- rośnięty. Jego dnem biegnie łożysko okresowego strumienia. Fig. 1. Przykład wielu odcisków i skamieniałości na małym frag- mencie łupka. Przy wejściu od strony wschodniej wąwóz jest silnie zaśmie- cony przez mieszkańców okolicznych miejscowości. Podczas pracy wykorzystano istniejące w wąwozie usypi- sko poszukiwanych łupków sylurskich. Część tego usypiska jest efektem erozji, a część wynikiem pracy poprzednich po- szukiwaczy skamieniałości. Łupki okazały się na tyle bogate w skamieniałości, że nie było potrzeby naruszania warstw w ścianach i na dnie wąwozu. W przeciągu ok. dwóch godzin bez wysiłku znaleziono pokaźną ilość skamieniałości (Figs 1-7). Przeważały graptolity, było też wiele trylobitów i łodzi- kowatych. Ponadto autorka posiada grupę okazów, nad iden- tyfikacją których jeszcze pracuje. Znalezione egzemplarze to szkielety w postaci niezmienionej lub uwęglone ośrodki i od- ciski. Są one zachowane w stanie dobrym lub bardzo dobrym. Wśród zebranego materiału (209 sztuk) zidentyfikowano na- stępujące grupy skamieniałości: graptolity (93 okazy, Figs 2- 4), trylobity (40 okazów, Figs 5-6), łodzikowate (32 okazy, Fig. 7), małże (2 okazy) oraz 42 okazy niezidentyfikowane. Wąwóz Prągowiec jest bogatym źródłem skamieniałości o dużym znaczeniu poznawczym, tak z uwagi na liczbę ska- mieniałości i ich stan zachowania, jak i walor edukacyjny. Jest to przecież jedna z wychodni łupków sylurskich, które Fig. 2. Graptolit. Fig. 3. Graptolit. Fig. 4. Graptolit. 69 Fig. 5. Pygidium trylobita Odontopleura ovata. Fig. 7. Ośrodka i fragment muszli lodzikowatego 'Orthocerad. głęboko pod powierzchnią Ziemi są gazonośne i choćby z te- go powodu zasługują na zapoznanie się z nimi. Pomimo swo- jej wartości - w Centralnym Rejestrze Geostanowisk Polski jest wymieniony jako stanowisko o znaczeniu międzynarodo- wym - jest to miejsce zaniedbane, nieobjęte należną mu ochroną, systematycznie zaśmiecane przez mieszkańców oko- licznych miejscowości. Uważam, że z uwagi na jego walory, należy jak najszybciej otoczyć wąwóz ochroną formalno- prawną. Podziękowania Autorka składa serdeczne podziękowania Panu prof. Mirosła- wowi Rutkowskiemu za informacje o wąwozie Prągowiec. Zamieszczone w abstrakcie fotografie są autorstwa Elżbiety Złonkiewicz. Bibliografia: [1] Kin, A. & Błażejowski, B., 2012. Przegląd Geologiczny, 60: 375-379. [2] Sulej, T., 2012. Dziennik odkrywcy: Żółw pod wysypi- skiem. National Geographic Polska, 9. [3] http://www.pgi.gov.pl/pl/instytut-geoIogiczny-bada- nia/badania-podstawowe/2801-pierwsze-czworonogi-wyszy- Fig. 6. Trylobit Odontopleura ovata. Fig. 8. Autorka przy pracy w wąwozie Prągowiec. na-Id-w-gorach-witokrzyskich.html. [4] http://naukawpoIsce.pap.pl/aktuaInosci/news,371334,pol- scy-paleontolodzy-zidentyfikowali-nietypowe-zachowanie- nieznanego-gatunku-tryIobitow.html [5] http://www.nationaI-geographic.pl/biezace-wyda- nia/0/2008/11/ [6] http://www.pgi.gov.pl/pI/instytut-geoIogiczny-surowce- mineralne/4075-ten-straszny-gaz-lupkowy.html [7] http://geoportaI.pgi.gov.pl/portaI/page/portaI/geostanowi- ska [8] http://aneksy.pwn.pl/historia_ziemi/przyklady/in- 70 Egzotyczne trylobity z wyższego kambru Szwecji Anna Żylińska1 & Thomas Weidner2 1 Instytut Geologii Podstawowej, Wydział Geologii, Uniwersytet Warszawski, Żwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; e-mail: anna.zylinska@uw.edu.pl 2 Ravnholtvej 23, Rarup, 7130 Juelsminde, Dania; e-mail: to.we@paradis.dk P#LEO 2013 TYNIEC Wyższa część kambru Szwecji zbudowana jest z ciemnych łupków ałunowych wskazujących na sedymentację w reżimie prądów wznoszących w obrębie morza epikontynentalnego pokrywającego paleokontynent Baltiki. Utwory te osadzały się poniżej sztormowej podstawy falowania przy niskiej za- wartości tlenu (np. Thickpenny, 1987). W tak niegościnnym środowisku bytowały m.in. stawonogi z grupy agnostidów i/lub wysoko wyspecjalizowane, niewielkie trylobity repre- zentujące rodzinę Olenidae. Skamieniałości tych organizmów występują w niezmiernie licznych lecz mało zróżnicowanych taksonomicznie zespołach (maksymalnie 3 gatunki w jednym horyzoncie). W interwale obejmującym poziomy Agnostus pisiformis, Glyptagnostus reticulatus i niższą część poziomu Pseudagnostus cyclopyge (interwał ten obejmuje wcześniej wyróżniane poziomy od Agnostus pisiformis do Parabolina spinulosa; nowy schemat biostratygraficzny dla Skandynawii - patrz: Terfelt et al., 2008), reprezentujących najwyższą część trzeciego oddziału kambru oraz dolny furong znalezio- no nieliczne skamieniałości trylobitów reprezentujących inne rodziny niż Olenidae. Ich niska frekwencja, niekiedy znaczne rozmiary w porównaniu ze współwystępującymi olenidami i/lub agnostidami, a przede wszystkim powiązania biogeogra- ficzne są nietypowe dla środowiska łupków ałunowych Balti- ki. Badane okazy (ok. 200 fragmentów pancerzy trylobitów zbieranych przez ok. 20 lat) pochodzą z odsłonięć w Szwecji (regiony: Olandia, Vastergotland, Ostergótland, Narke i Jam- tland) oraz z eratyków z duńskich plaż; kolekcję uzupełniono także muzealnymi okazami ze Skanii i Vastergotland, zebra- nymi ponad 50 lat temu przez A.H. Westergarda i G. Hen- ningsmoena. W badanej kolekcji wyróżniono 18 taksonów należących do ośmiu rodzin. Tylko pięć z nich udało się roz- poznać na poziomie gatunku, pozostałe pozostawiono w otwartej nomenklaturze lub rozpoznano na poziomie rodzi- ny; przynależność systematyczna kilku pygidiów pozostaje nieznana. Fig. 1. Zasięgi egzotycznych trylobitów (krzyżyki - pewne wystę- powanie; kółka - przypuszczalne występowanie) w najwyższej części kambryjskiego oddziału trzeciego i w niższym furongu. Podział biostratygraficzny za: Terfelt et al. (2008). Czarne poziome linie - interwały bez skamieniałości za: Conway Morris & Rushton (1988). Zasięgi rozpoznanych taksonów (szczegółowo określone na podstawie współwystępujących agnostidów i olenidów) wskazują, że organizmy przez pewien czas (2-3 poziomy ole- nidowe) bytowały w morzu epikratonicznym Baltiki (Fig. 1). Co istotne, egzotyczne trylobity pojawiały się w profilu bez- pośrednio ponad horyzontami bez skamieniałości, będącymi prawdopodobnie efektem gwałtownego obniżania się pozio- mu tlenu w środowisku (np. Berry & Wilde, 1978). Egzotyczne trylobity z poziomu Agnostus pisiformis należą do rodzin Aphelaspididae i Dikelocephalidae (Fig. 2B). W po- ziomie Glyptagnostus reticulatus rozpoznano przedstawicieli Parabolinoididae (np. Pedinocephalus peregrinus), Aphela- spididae (np. Olentella rara - Fig. 2A) oraz Elviniidae (Dun- derbergia? sp. i Protemnites sp.). Niższa część poziomu Pseudagnostus cyclopyge dostarcza reprezentantów Paraboli- noididae (Pedinocephalus sp.), Idahoiidae (np. Maladioidella abdita - Fig. 2C), Changshaniidae (Westergaardella olenorum - Fig. 2D), Ptychopariidae (Ptychoparia pusilla) i Kingstonii- dae (Blountia sp.). Fig. 2. Wybrani przedstawiciele egzotycznych trylobitów z Vastergotland w Szwecji. A. Olentella rara (Westergard, 1922) z poziomu Olenus truncatus (furong; Vilske); ot - Olenus truncatus (Briinnich, 1781); B. Dikelocephalidae indet, z poziomu Agnostus pisiformis (oddział trzeci; Hjalmsater); a - Agnostus pisiformis (Wahlenberg, 1818); C. Maladioidella abdita (Salter, 1866) prawdopodobnie z poziomu Parabolina brevispina (furong; Raback); D. Westergaardella olenorum (Westergard, 1922) z poziomu Parabolina brevispina (furong; Blomberg) Powiązania biogeograficzne badanych trylobitów wskazują na silne związki ze wschodnią Gondwaną, Syberią i Lauren- cją. Kolonizacja szelfu Baltiki była zapewne możliwa poprzez dyspersję larw badanych trylobitów za pośrednictwem prą- dów morskich. Pojawianie się egzotycznych trylobitów w profilach Baltiki należy wiązać ze zjawiskami o zasięgu ponadregionalnym, np. granicami pomiędzy kambryjskimi 71 biomerami na Laurencji, wyznaczającymi wymierania i ra- diacje faun trylobitowych (np. Conway Morris & Rushton, 1988), a także późnokambryjskimi migracjami wschodnio- gondwańskich trylobitów na szelf Gondwany Zachodniej (Shergold et al, 2000; Alvaro et al., 2003). Bibliografia: Alvaro, J.J. et al, 2003. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 195: 5-35. Berry, W.B.N. & Wilde, P., 1978. American Journal of Scien- ce, 278: 257-275. Conway Morris, S. & Rushton, A.W.A., 1988. W: Harris, A. L. & Fettes, D.J. (eds). Geological Society Special Publication, 38: 93-109. Shergold, J.H. et al., 2000. Palaeontology, 43: 599-632. Terfelt, F. et al., 2008. Norwegian Journal of Geology, 88: 73-87. Thickpenny, A. 1987. W: Legett, J.K. & Zuffa, G.G. (eds), Marine Clastic Sedimentology - Concepts and Case Studies: 156-171. 72 Aktualizm i antyaktualizm w paleontologii Sesje terenowe P#LEO 2013 TYNIEC Fig. 1. Mapa rozmieszczenia utworów kredowych i mioceńskich na terenie segmentu miechowskiego i przyległej części zapadliska przedkar- packiego. Rozmieszczenie utworów kredy na podstawie Dadlez et al., (2000) (zmienione), zasięg utworów miocenu w oparciu o prace Radwań- skiego (1969, 1973, uproszczone) oraz mapa rozmieszczenia utworów kredy na terenie Polski (na podstawie Zelaźniewicz et al., 2011). Usunięto utwory młodsze od kredy, z wyjątkiem miocenu zapadliska przedkarpackiego. Sesja terenowa A Górna kreda niecki miechowskiej i miocen północnej części zapadliska przedkarpackiego Michał Stachacz, Agata Jurkowska & Elżbieta Machaniec P#LEO 2013 TYNIEC Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: michal.stachacz@uj.edu.pl, jurkowska.a@gmail.com, elzbieta.machaniec@uj.edu.pl Wstęp (Michał Stachacz & Agata Jurkowska) Celem wycieczki jest zapoznanie uczestników z odsłonię- ciami górnej kredy niecki miechowskiej oraz odsłonięciami środkowego miocenu północnej części zapadliska przedkar- packiego. Skały gómokredowe obejrzymy w pobliżu Miecho- wa oraz koło Buska Zdroju a skały miocenu koło Buska Zdroju i rejonie Szydłowa. Górna kreda niecki miechowskiej W czasie sesji terenowej zostaną zaprezentowane dwa sta- nowiska kredowe, w których odsłaniają się utwory cenoma- nu, turonu i koniaku (Skotniki Górne) oraz kampanu środkowego (Rzeżuśnia) (Fig. 1). Oba stanowiska znajdują się na terenie segmentu miechowskiego stanowiącego najbar- dziej południową część synklinorium szczecińsko-miechow- skiego (Żelaźniewicz et al., 2012). Segment miechowski wypełniony jest osadami kredowymi (górny alb-dolny ma- strycht), które zalegają niezgodnie na jurajskim podłożu, a w centralnej i południowej części przykryte są przez osady mioceńskie (Radwański, 1968). Kredową sukcesję badanego obszaru można podzielić na dwie części: dolną albsko-santoń- ską, którą cechują osady skondensowane z licznymi lukami i nieciągłościami (np., Sujkowski, 1926, 1931; Kowalski, 1948; Walaszczyk, 1992), w centralnej i północnej części niecki znana jedynie z wierceń oraz górną kampańsko-dolnoma- strychcką, która wykształcona jest jako monotonna sukcesja węglanowa (opoki z wkładkami marglistymi) o największej miąższości powyżej 450 m (Hakenberg & Swidrowska, 1998) i wypełnia centralną część niecki. W cenomanie niemal cały obszar pozakarpackiej Polski południowej zalany był przez morze, co stanowiło kontynuację transgresji, która rozpoczęła się już w albie. Morze wkraczało stopniowo na obszar niecki miechowskiej, dlatego często bezpośrednio na utworach jury, spoczywają osady górnego cenomanu (Skotniki Górne) lub turonu (Walaszczyk, 1992). Skały cenomańskie wykształcone są jako zlepieńce oraz piaski glaukonitowe, które ku górze przechodzą w turońskie wapienie, margle oraz opoki. Koniak wykształcony jest jako margle, opoki oraz wapienie margli- ste. Osady cenomanu, turonu i koniaku w centralnej i połu- dniowo-zachodniej części niecki cechują się niewielką miąższością (zwykle kilka metrów), lecz wzrasta ona gwał- townie do ok. 100 metrów w północno-wschodniej części niecki (Walaszczyk, 1992). Spągową część santonu cechuje duża domieszka kwarcu i glaukonitu, których udział zmniej- sza się ku górze profilu, gdzie dochodzi do ujednolicenia facji, pojawiają się opoki i margle. Jest to efekt wzrastającej subsy- dencji w basenie duńsko-polskim, gdzie doszło do „skonsu- mowania” części progu krakowskiego, który stanowił obszar alimentacyjny dla osadów niższej części kredy górnej (Wa- laszczyk, 1992). Rutkowski (1965) wyróżnił w osadach kam- panu i mastrychtu dolnego Wyżyny Miechowskiej trzy cykle sedymentacyjne, rozpoczynające się zjawiskami rozmywania i sedymentacją osadów piaszczysto-glaukonitowych, które stanowią poziomy korelacyjne, a także są zapisem wydarzeń regionalnych i globalnych. Skały kampanu rozpoczynają się szarymi marglami, które ku górze przechodzą w opoki z czertami, a następnie zapiaszczone opoki bez czertów. Suk- cesję kończą dolnomastrychckie silnie zapiaszczone opoki. Od wyższej części kampanu górnego do wyższej części ma- strychtu dolnego następuję stopniowe spłycanie zbiornika i w wyższej części kampanu dolnego morze całkowicie wyco- fuje się z tego terenu. Miocen północnej części zapadliska przedkarpac- kiego Pod względem geologicznym badany obszar znajduje się w brzeżnej, północnej części zapadliska przedkarpackiego, na południowym przedpolu Gór Świętokrzyskich, które wyzna- czały brzeg morskiego zbiornika w środkowym miocenie (Fig. 1). Detrytyczne i węglanowe skały środkowego miocenu two- rzą nieciągły pas wychodni wzdłuż południowych stoków Gór Świętokrzyskich, od okolic Pińczowa na zachodzie po Sandomierz na wschodzie. Na południe od tego pasa mułow- ce miocenu wypełniają niemal całe zapadlisko przedkarpac- kie i widoczne są głównie w sztucznych odsłonięciach. Analogiczne osady miocenu środkowego kontynuują pas wy- chodni także dalej ku wschodowi (obszar Roztocza) wycho- dzący poza granicę Polski na teren Ukrainy, gdzie tworzą wychodnie na wielkim obszarze (Wysocka, 2002 i cytowana tam literatura). W podłożu osadów mioceńskich, w rejonie Chmielnika występują nieznacznie wychylone utwory górnojurajskie a dalej na południe także górnokredowe. W okolicach Szy- dłowa i Osówki podłoże stanowią również słabo wychylone skały triasowe, natomiast dalej na wschód, od Kotuszowa po Sandomierz skały miocenu zalegają bezpośrednio na mocno sfałdowanych skałach systemu dolnokambryjskiego, odsła- niających się częściowo na powierzchni (Kotuszów, Kuro- zwęki, Sandomierz). Miejscami pomiędzy skałami kambru a miocenu zalegają skały dolnego dewonu, odsłaniające się w oknach erozyjnych pośród utworów mioceńskich (np. w okolicach Chańczy) (Romanek, 1958; Wróblewski & Wró- blewska, 1996). Skały mezozoiku odsłaniają się w kilku miej- scach w pobliżu trasy wycieczki, natomiast skały paleozoiku - na wschód od tego obszaru. Na całym obszarze osady mio- cenu zalegają poziomo i nie wykazują zaburzeń tektonicz- nych. Zapadlisko przedkarpackie na tle basenu Parate- tydy Opisywany tu obszar był w środkowym miocenie częścią centralnej Paratetydy, jednym ze zbiorników, powstałych na skutek ruchów płyt tektonicznych oraz zmian oceanograficz- nych i paleogeograficznych na granicy eocenu i oligocenu. Wynoszenie łańcucha alpejskiego w tym czasie doprowadziło do podziału oceanu Tetydy. Skutkiem tych procesów geody- namicznych był zanik Tetydy i powstanie Morza Śródziem- nego oraz Paratetydy. We wczesnym badenie (odpowia- dającemu langowi w strefie śródziemnomorskiej) miała miej- sce transgresja obejmująca cały obszar śródziemnomorski i wyznaczająca maksymalny północny zasięg Paratetydy. Był to okres wyraźnego ocieplenia wód, które zaznaczyło się ma- 75 sowym rozwojem organizmów ciepłolubnych (głównie du- żych otwornic i glonów koralinowych). Na początku środko- wego miocenu warunki sedymentacji w środkowej i wschodniej Paratetydzie były podobne. Regresja w środko- wym lub późnym badenie doprowadziła do częściowej izolacji basenów, powodując odmienny przebieg sedymentacji zwią- zanej między innymi ze wzrostem lub obniżeniem zasolenia. W Sarmacie nastąpiło odizolowanie basenu Paratetydy od Morza Śródziemnego, co według tradycyjnej koncepcji dopro- wadziło do wysłodzenia wód Paratetydy. W tym czasie w po- szczególnych częściach Paratetydy panowały bardzo odmienne warunki i silne zróżnicowanie bioprowincjonalne, uwarunkowane chemizmem wód (Rogi, 1998). Niektóre bada- nia sugerują jednak, że ta tradycjna interpretacja o brakicz- nym morzu sarmackim powinna zostać zweryfikowana (Piller & Harzhauser, 2005). W miocenie miały miejsce ruchy nasuwcze skierowane ku północy i północnemu wschodowi, spowodowane subdukcją Karpat zewnętrznych pod mikropłytę słowacko-panońską. W późnym otnangu (wczesny miocen), na styku czoła aktyw- nej pryzmy akrecyjnej i płyty przedpola uformował się flek- suralny basen przedgórski. Basen ten był zasypywany materiałem silikoklastycznym (molasą) pochodzącymi z erozji Karpat. W zapadlisku przedkarpackim osady miocenu wystę- pują zarówno pod nasuniętymi płaszczowinami karpackimi (część wewnętrzna zapadliska), jak i na powierzchni (zapadli- sko zewnętrzne). Osady miocenu występują także w obrębie sfałdowanych utworów turbidytowych płaszczowin Karpat zewnętrznych oraz na płaszczowinach jako pofałdowa pokry- wa transgresywna. Pod nasunięciami karpackimi występują lądowe osady miocenu wczesnego i morskie osady miocenu środkowego. W zapadlisku zewnętrznym i w pofałdowej po- krywie na płaszczowinach karpackich zalegają jedynie mor- skie osady miocenu środkowego (badenu i sarmatu) (Oszczypko, 2001). W północnej części zapadliska przedkarpackiego, morze w środkowym miocenie opierało się o południowe zbocza Gór Świętokrzyskich. W tym czasie ruchy górotwórcze w Karpa- tach nie miały istotnego wpływu na sedymentację w brzeżnej północnej części zapadliska, tak więc osady molasowe nie są w obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich tak rozpowszechnione, jak w centrum i na południu zapadliska. Osady miocenu w obrze- żeniu Gór Świętokrzyskich nie są również zaburzone tekto- nicznie. Punkt 1: Rzeżuśnia (Agata Jurkowska & Elżbieta Machaniec) Nieczynny kamieniołom położony około 8 kilometrów na południowy-zachód od Miechowa, w miejscowości Rzeżuśnia (Fig. 2). GPS: N 50°20'9.98”; E 19°58'15.53'; wys. 300 m n.p.m. Lito logi a, makrofauna i interpretacja środowiska SEDYMENTACYJNEGO (Agata Jurkowska) W kamieniołomie widoczny jest 13-metrowy profil kam- pańskich opok z czertami, które ku górze przechodzą w opoki bardziej margliste bez czertów. Powyżej 4 metra czerty nie występują, pojawiają się natomiast przewarstwienia margliste 0 miąższościach do 10 centymetrów. Pod względem mikrofa- cjalnym opoki reprezentują pakston otwornicowo-spikulowy, miejscami spikulowo-otwornicowy. Z pozostałych bioklastów stwierdzono muszle małżów, szkarłupnie (głównie kolce je- żowców). Ze składników detrytycznych stwierdzono liczne ostrokrawędziste (10-15 pm) ziarna kwarcu i pojedyncze ziarna glaukonitu. W obrębie opok stwierdzono dwa horyzonty wzbogacone w skamieniałości (inoceramy, bakulitesy, fragmenty gąbek 1 ślimaków) w glaukonitowych otoczkach (Fig. 3A-B). Ośrod- ki wewnętrzne nie wykazują kierunkowego ułożenia i za- chowane są w sposób fragmentaryczny. Na powierzchni amonitów stwierdzono liczne ichnoskamieniałości Chondrites (Fig. 3B, F). Geneza tych horyzontów nie została do tej pory rozpoznana, jednak można przypuszczać, że są zapisem spo- wolnienia lub krótkotrwałego wstrzymania sedymentacji. Widoczne w kamieniołomie opoki reprezentują kampan środkowy, poziom inoceramowy „Inoceramus” azerbaydaje- nisis-vorhelmensis (Jagt et al., 2004; Swierczewska-Gładysz & Jurkowska, 2013), poziom ten został rozpoznany na terenie Polski tylko w okolicach Buska-Zdroju (Walaszczyk et al., 2008). Skamieniałości są stosunkowo liczne, dominują gąbki (He- xactinellida), małże (głównie inoceramy: „Inoceramus” vor- helmensis (Walaszczyk, 1997) (Fig. 3C), „Inoceramus” azerbaydajensis Aliev, 1939 (Fig. 3E), Cataceramus ellipticus (Giers, 1964) (Fig. 3D), także „Pecten” sp., Spondylus sp., Gyropleura sp.), amonity (bakulitesy) i rzadsze ślimaki (Tur- ńtella sp.), jeżowce (Fig. 3H), (Echinocorys sp., Micraster sp.) oraz ichnoskamieniałości. Ponadto Swierczewska-Gładysz & Jurkowska (2013) stwierdziły występowanie gąbek Lyssaci- nosida (Fig. 3G), które do tej pory z utworów kredowych w Polsce opisywane były jako trawy morskie. Gąbki te są wskaźnikami paleoekologicznymi warunków głębszego śro- dowiska o spokojnej sedymentacji. Ponadto Jurkowska & Uchman (w druku) opisali z tego kamieniołomu ichnoska- mieniałości Lepidenteron lewesiensis (Manteli, 1822), zwy- Fig. 2. Widok kamieniołomu w Rzeżuśni. Fot. Alfred Uchman. 76 czajowo określane jako Terebella, które wykonywane były przez ryjące drapieżniki lub padlinożerców polujących na ry- by. Opoki kampańskie osadziły się w spokojnym (brak abrazji elementów szkieletowych, silny stopień zbioturbowania osa- du), stosunkowo głębokim (występowanie gąbek Lyssacinosi- da - Swierczewska-Gładysz & Jurkowska, 2013) zbiorniku o miękkim podłożu (bentoniczne jeżowce, obecność ryzo- idów). Utwory te są przejściowe pomiędzy dolno kampański- mi, słabo zapiaszczonymi opokami, a silnie zapiaszczonymi górnokapamańskimi opokami bez czertów. Badania stratygraficzne w kamieniołomie Rzeżuśnia przepro- wadzono w ramach realizacji projektu sfinansowanego ze środków Narodowego Centrum Nauki przyznanych na pod- stawie decyzji numer: PRO - 2011/01/NST10/07717. BlOSTRATYGRAFIA I ŚRODOWISKO SEDYMENTACYJNE NA PODSTAWIE OTWORNIC (Elżbieta Machaniec) Skały występujące w kamieniołomie Rzeżuśnia zawierają liczne i dobrze zachowaną mikrofaunę otwornicową jak rów- nież kalisfery. Skorupki otwornic są stosunkowo dobrze za- chowane. Większość skorupek jest wypełniona osadem, jedynie nieliczne skorupki otwornic planktonicznych są pu- ste. Fauna otwornicową wykazuje słabe zróżnicowanie takso- nomiczne. Najliczniej występują otwornice bentoniczne wapienne o dużym zróżnicowaniu gatunkowym, wśród któ- rych zidentyfikowano następujące formy: Stensioeina cle- mentiana, S. exculpta, S. beccariformis, Gavelinella montrelensis, G. danica, G. costulata, Cibicides excavatus, C. beaumontensis, Pullenia cretacea, Frondicularia linearis, Pra- ebulimina carseyane, Bolivinoides decoratus, B. incrassatus, Neoflabelina reticulata. Otwornice bentoniczne aglutynujące są nieliczne, reprezentowane przez: Ammodiscus cretaceous, Arenobulimina sp., Ataxophragmium sp., Gaudryina creta- cea, Marsonella oxycona. Wśród otwornic planktonicznych dominują formy bezli- stewkowe (nie posiadające listewki brzeżnej), reprezentowa- ne głównie przez Archaeoglobigerina cretacea, A. blowi, Globigeńnelloides bolli, G. prairehillensis, Hedbergella holmdelensis, H. monmouthensis, Heterohelix globulosa, H. reussi, Rugoglobigerina rugosa. W górę profilu wzrasta fre- kwencja i zróżnicowanie otwornic planktonicznych z listew- kami brzeżnymi. Otwornice z tej grupy ekologicznej reprezentowane są przez najliczniej występujące Globotrun- cana bulloides, G. arca, G. linneiana, G. canaliculata, a w wyższej części profilu pojawiają się pojedyncze formy Globotruncanita stuarti. Brak otwornic indeksowych Globotruncana elevata, Glo- botrunacana ventricosa, Radotruncana calcarata definiują- cych granice poszczególnych poziomów standardowej zonacji otwornicowej (wg Caron, 1984; Robaszyński & Caron, 1990; Premoli-Silva & Verga, 2004 i in.) mających zastosowanie głównie dla niskich szerokości geograficznych stref tetydz- kich, spowodował konieczność ustalenia nowej lokalnej zo- nacji otwornicowej. Na podstawie gatunków charakterystycznych zaproponowano nowe poziomy otwor- nicowe planktoniczne: Globotruncana div. sp., Rugoglobige- rina rugosa, Globotruncanita stuarti. Na podstawie zasięgów występowania tych otwornic wiek skał odsłaniających się w Rzeżuśni określono na środkowy kampan. Zmiany w składzie taksonomicznym oraz morfotypach w obrębie zespołów otwornicowych dostarczają istotnych in- formacji o zmianach środowiskowych takich jak m.in. głębo- kość basenu sedymentacyjnego, trofia czy chemizm wód. Na podstawie ilościowej i jakościowej analizy morfotypów otwornic bentonicznych (patrz Olsson & Nyong, 1984; Cor- liss & Chen, 1988), rozpoznano przewagę epifauny wskazu- jącej, iż na dnie basenu dominowały warunki oligotroficzne, Fig. 3. Skamieniałości występujące w kamieniołomie Rzeżuśnia. A - horyzont z nagromadzoną fauną (inceramy, bakulitesy), kampan środko- wy. B - bakulitesy z glaukonitowymi obwódkami z horyzontu wzbogaconego w faunę. C - „Inoceramus“ vorhelmensis (Walaszczyk, 1997) z opok bez czertów, kampan środkowy. D - Inoceramus aff. balticus z opok bez czertów, kampan środkowy. E - „Inoceramus“ azerbaydajensis Aliev, 1939 z opok bez czertów, kampan środkowy. F - amonit z widocznymi na powierzchni ichnoskamieniałościami Chondrites, kampan środkowy. G - igły bazalne gąbek Lyssacinosida z opok z czertami, kampan środkowy. H - jeżowiec lEchinocorys sp., z opok bez czertów, kampan środkowy. incydentalnie przerywane wzrostem zawartości substancji organicznej związanej z dostawą materiału silkoklastycznego, w tym o frakcji ilastej. W badanym zespole otwornicowym przeprowadzona została analiza współczynnika stosunku udziału procentowego otwornic planktonicznych do udziału procentowego otwornic bentonicznych, który wskazuje, że sedymentacja odbywała się w strefie batymetrycznej odpo- wiadającej głębokościom od środkowego po zewnętrzny szelf. Badany planktoniczny zespół otwornicowy charakteryzuje się dominacją form o nieskomplikowanej budowie morfologicz- nej, nie posiadających listewki brzeżnej, które preferują strefę przypowierzchniową (epipelagiczną) i optymalne głębokości do 50 metrów. Formy zaliczane do tej grupy charakteryzują się krótkim cyklem życiowym oraz wysokim potencjałem rozrodczym i szerokim rozprzestrzeniem geograficznym, są to oportuniści, tzw. r-stratedzy (por. Gasiński, 1997). Do tej gru- py zaliczane są następujące rodzaje: Heterohelix, Hedbergel- la, Globgerinelloides. W badanej sekwencji zaobserwowano cykliczne, stosunkowo niewielkie zmiany udziału procento- wego 1%-12%, ornamentowanych otwornic planktonicznych z listewkami brzeżnymi, z tendencją do wzrostu w górnej części profilu. Organizmy te określane są jako wyspecjalizo- wani K-stratedzy, które w odniesieniu do r-strategów posia- dają zarówno długi okres życiowy jak i niski potencjał rozrodczy. Przedstawicielami tej grupy jest rodzaj Globotrun- cana. Formy te jako batypelagiczne zamieszkują głębsze oli- gotroficzne środowisko poniżej 100 metrów, ciepłych, stabilnych, ubogich w nutrienty wód, mogą wskazywać za- równo na pogłębiające się środowisko (Leckie, 1987; Premoli- Silva & Sliter, 1999), jak i jednocześnie na zmniejszającą się ilość substancji odżywczych w obrębie słupa wody zbiornika. Wzrost udziału w osadzie otwornic planktonicznych listew- kowych koreluje się ze wzrostem ilościowym planktonicz- nych form wapiennych typu kalcisfery. Pojawienie się dużej ilości kalcisfer reprezentowanych przez Pithonella sp., które określane są jako wapienne bruzdnice Dinoflagellata, (por. Dubicka & Peryt, 2012) interpretowane jest jako wskaź- nik zmiany trofizmu wód, z mezotroficznego w oligotroficzne a także przejściowej strefy głębokościowej z nerytycznej do oceanicznej (por. Dias-Burito, 2000). Otwornice, a szczególnie formy planktoniczne, charaktery- zują się paleogeograficzną strefowością. Następujące gatunki: G. bulloides, H. holmdelensis, H. mountmontensis, R. rugosa, G. prairiehillensis zidentyfikowane w badanym profilu okre- ślane są jako formy charakterystyczne dla prowincji przej- ściowej (Scheibnerova, 1971; Peryt, 1990). Obecność tych otwornic w zespole pozwala na stwierdzenie, że badany ob- szar należał w środkowym kampanie do otwornicowej pro- wincji przejściowej (Scheibnerova, 1971), co potwierdza istnienie połączenia pomiędzy basenem morza epikontynen- talnego z oceanem tetydzkim (por. Gasiński, 1997; 1998; Marcinowski & Gasiński, 2002) jednakże wpływy borealno- tetydzkie występowały w bardziej ograniczonym zakresie niż miało to miejsce w okresie od cenomanu do santonu (Ale- xandrowicz, 1956, 1959; Pożaryski & Witwicka, 1956; Peryt, 1980). Reasumując, przeprowadzona analiza mikroskamieniałości, pozwoliła na wyznaczenie lokalnych poziomów otwornico- wych, które skorelowano z poziomem inoceramowym „Ino- ceramus” azerbaydajenisis-vorhelmensis (Jagt et al., 2004; Walaszczyk et al., 2008). Jednakże trzy poziomy otwornicowe wyznaczają szerszy zakres wiekowy, obejmujący cały środ- kowy kampan. Punkt 2. Kamieniołom na Zajęczej Górze, Skotniki Górne (Agata Jurkowska & Michał Stachacz) Nieczynny kamieniołom położony ok. 10 kilometrów na południowy-zachód od Buska Zdroju, w Skotnikach Górnych, na tzw. Zajęczej Górze. GPS: N 50°25'30.24'E 20°39'17.49'; wys. 228 m n.p.m. Punkt 2a: Górna kreda (Agata Jurkowska) Obecnie kamieniołom jest bardzo zarośnięty i najniższe partie nie są dobrze widoczne. W najniższej, zachodniej partii wyrobiska odsłaniają się gruboławicowe wapienie detrytycz- ne górnej jury (kimerydu) (Radwański & Górka, 2012). Stra- tygrafia utworów kredy górnej w tym kamieniołomie była przedmiotem badań Walaszczyka (1992). Na wapieniach górnej jury niezgodnie zalegają piaskowce glaukonitowe (ok. 2 m) z konkrecjami fosforytowymi i kwar- cem detrytycznym, które reprezentują najniższy cenoman i dolną część środkowego cenomanu (Walaszczyk, 1992). Obecnie ta część profilu jest słabo widoczna. Piaskowce ku górze przechodzą w cienkoławicowe wapienie organodetry- tyczne oraz opoki (miejscami z krzemieniami i czertami) z przeławiceniami marglistymi, należące do dolnego, środko- wego oraz prawdopodobnie najniższej części górnego turonu (Walaszczyk, 1992) (Fig. 4). Na granicy pomiędzy cenoma- nem i turonem występuje zabradowane twarde dno. W obrę- bie górnoturońskich opok Walaszczyk wydzielił dwie wkładki bentonitów. Pod względem litologicznym dolny koniak sta- nowi kontynuację serii późnoturońskiej i wykształcony jest Fig. 4. Widok ściany kamieniołomu na Zajęczej Górze z monotonnie wykształconymi skałami górnej kredy. Fot. Michał Stachacz. 78 jako margle i opoki z wkładkami wapieni krynoidowych i inoceramowo-krynoidowych. W spągu koniaku Walaszczyk (1992) rozpoznał tzw. wydarzenie C. brongniarti, charaktery- zujące się masowym występowaniem inoceramów z gatunku Cremnoceramus brongniarti (Manteli, 1822). Punkt 2b: Miocen (Michał Stachacz) W zachodniej części kamieniołomu odsłania się seria osa- dów miocenu środkowego, zalegająca niezgodnie na skałach jury i kredy. Wśród osadów miocenu dominuje głazowisko z otoczakami skał mezozoicznych blisko 10 m miąższości, wypełniające lokalne zagłębienie. Zasługujące na szczególną uwagę głazowisko zostało opisane przez Radwańskiego (1969) i Górkę (2003) a ostatnio przez Radwańskiego i Górkę (2012) jako jedno z klasycznych odsłonięć miocenu południo- wego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich dokumentujących transgresję morza mioceńskiego. Lokalne zagłębienie wypełnione otoczakami miocenu ma formę bruzdy i zostało wypreparowane w słabo odpornych piaskowcach cenomanu. W głazowisku dominuje słabo uła- wicona seria otoczaków różnej wielkości: od żwiru, po pół- metrowe głazy (Fig. 5A-B). Małe otoczaki i żwir często występują w obrębie matriks pomiędzy dużymi głazami. Oto- czaki są w różnym stopniu scementowane, od prawie luźnego żwiru do słabo- lub silnie scementowanego zlepieńca. Late- ralnie głazowisko zazębia się z wapieniami piaszczystymi a ku górze przechodzi w krasnorostowe wapienie pińczow- skie. Wśród otoczaków dominują odporne na abrazję wapienie górnej jury, rzadziej występują otoczaki skał górnokredo- wych. W licznych otoczakach zachowane są skamieniałości śladowe ichnofacji Entobia: drążenia skałotoczy reprezento- wanych głównie przez małże, jeżowce, gąbki i pierścienice. Najbardziej spektakularne są gęsto rozmieszczone, butelko- watego kształtu drążenia małżów, reprezentowane przez kilka ichnogatunków ichnorodzaju Gastrochaenolites (Fig. 6). Drą- żenia te osiągają 3 cm średnicy i kilkanaście cm głębokości. Zostały one wykonane przez różne małże, głównie z rodza- jów Lithophaga i Aspidopholas. Mniejsze drążenia, tworzące kręte i rozgałęzione kanały oraz skomplikowane, wielokomo- rowe wzory są reprezentowane głównie przez ichnorodzaj Entobia (Fig. 6E-F), tworzony przez gąbki Clionaidae. Obserwując otoczaki zauważyć można, że część z nich podrążona jest ze wszystkich stron, natomiast niektóre tylko na jednej powierzchni. Ponadto na powierzchniach głazów i w niektórych dużych wydrążeniach zauważyć można pozo- stałości muszli drążących małżów (Fig. 6D), małe organizmy, np. mszywioły (Małecki, 1966), otwornice i glony koralinowe. Głazowisko oraz podścielające je skaliste dno strefy brze- gowej są zapisem transgresji we wczesnym badenie, kiedy wkraczające od południa morze oparło się o stoki Gór Świę- tokrzyskich (Radwański, 1969, 1973). Według interpretacji Radwańskiego i Górki (2012) materiał głazowiska wypełnia- jącego wyerodowaną bruzdę był dostarczany z pobliskiego wybrzeża klifowego pobliskiej wyspy. Materiał jest zróżnico- wany pod względem składu otoczaków oraz stopnia erozji mechanicznej i według cytowanych autorów był dostarczany z różnych kierunków. Przetaczane przez fale głazy były drą- żone ze wszystkich stron, spoczywające stabilnie na dnie tyl- ko z jednej strony, natomiast te szybko przysypane kolejną warstwą otoczaków lub żwiru nie zostały podrążone wcale. Duża liczba podrążonych głazów sugeruje, że lokalnie Iitofagi znajdowały w przybrzeżnym środowisku o wysokiej energii korzystne do życia warunki. Pozostałe po Iitofagach drążenia były natomiast chętnie wykorzystywane przez organizmy in- krustujące jako schronienie przed wysoką energią. Wapienie pińczowskie zastępujące Iateralnie głazowiska oraz występujące powyżej nich zawierają skamieniałości or- ganizmów bentonicznych, głównie glonów koralinowych i przegrzebków. Cechy tych skał oraz zawarte w nich ska- mieniałości dowodzą uspokojenia warunków depozycji po okresie intensywnej erozji pobliskiego klifu. Fig. 5. Głazowisko w zachodniej części kamieniołomu w Skotnikach. A-B - Nagromadzenie otoczaków różnej wielkości. C-D - Drążenia lito- fagów w otoczakach wapieni górnej jury. 79 Fig. 6. Skamieniałości śladowe ichnofacji Entobia w otoczakach ze Skotnik. A - Gastrochaenolites torpedo. B-D - Gastrochaenolites ispp. E-F - Gastrochaenolites ispp. i Entobia ispp. Paski skali długości 1 cm. Punkt 3: Zwierzyniec (Michał Stachacz) Nieczynna piaskownia. GPS: N 50°30'40.48"; E 20°43'25" Na południe od Chmielnika w wielu miejscach odsłaniają się skały tak zwanego sarmatu detrytycznego (lub formacji z Chmielnika), obejmującego muły, piaski, żwiry i wapienie detrytyczne (Rutkowski, 1976, Czapowski & Studencka, 1984). W pobliżu wsi Zwierzyniec (Fig. 1.), w ścianie nie- czynnej piaskowni odsłaniają się naprzemianlegle drobno- ziarniste piaski kwarcowe i zapiaszczone muły warstwowane poziomo lub przekątnie bardzo niskokątowo w wielkiej skali. W najwyższej części ściany znajduje się duża soczewka za- wierająca materiał frakcji żwirowej, złożony głównie z bio- klastów oraz porozrywana warstwa bentonitu, natomiast nadkład stanowią czwartorzędowe lessy (Fig. 7). W warstwowanych piaskach i mułach skamieniałości są rzadkie i reprezentowane jedynie przez małe okazy mięcza- ków. Na uwagę zasługuje natomiast soczewka żwirowca prze- pełniona muszlami ślimaków i małżów a także fragmentami obtoczonych glonów koralinowych (Fig. 8). W obrębie so- czewki stwierdzono między innymi małże i bardzo zróżnico- 80 wane ślimaki (Fig. 7). Liczne są małże Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi Laskarew, 1914 (Fig. 9A), Plicati- forma praeplicata (Hilber, 1882) (Fig. 9B) i Loripes dujardini Deshayes, 1850 (Fig. 9C). Wśród ślimaków najliczniej wystę- puje Granulolabium bicinctum (Brocchi, 1814) (Fig. 9D), czę- ste są również: Vermetus sp. (Fig. 9N), Clavatula spp. (Fig. 9E-F), Turritella spp. (Fig. 9G), Potamides sp. (Fig. 9H), Tro- pidomphalus incrassatus (Kein, 1853) (Fig. 90) i Cepaea sy- lvestrina gottschicki Wenz, 1919 (Fig. 9P). Rzadziej występuje wiele innych gatunków. Ponadto stwierdzono występowanie fragmentów skrzemianiałego drewna (Fig. 9T). Stan zacho- wania skamieniałości jest zróżnicowany: niektóre okazy śli- maków posiadają pierwotne ubarwienie muszli (Granulolabium bicinctum, Cepaea sylvestrina gottschicki; Górka, 2008) a niektóre małże, np. Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi, posiadają nierozłączone skorupki muszli. Okazy małżów są w różnym stopniu zabradowane. Fenomen dyskutowanej soczewki polega na tym, że zawie- ra ona skamieniałości organizmów pochodzących z różnych środowisk: zarówno formy normalnomorskie, brakiczne jak i lądowe. Nie ma wątpliwości, że wiele okazów, zwłaszcza śli- maków, to skamieniałości redeponowane ze starszych Fig. 7. Ściana piaskowni w Zwierzyńcu. W dolnej części widoczne warstwowane piaski i muły, wyżej soczewka żwirowca z licznymi skamieniałościami a w najwyższej części czwartorzędowe lessy z norami jaskółek brzegówek. warstw. Rozpoznać tu można elementy typowe dla dolnoba- deńskich iłów korytnickich, np. kolonijne koralowce sześcio- promienne (Fig. 9R-S), ślimaki: Turritella spp., Clavatula sp., Tudicla sp., ?Charonia sp. i Vermetus sp. Obok nich występu- ją gatunki typowe dla sarmatu detrytycznego, uważane za brakiczne: Granulolabium bicinctum, Plicatiforma praeplica- ta, Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi i Loripes dujardini. Sto- sunkowo liczne są również zachowane z pierwotnym ubarwieniem muszli lądowe ślimaki Tropidomphalus incras- satus i Cepaea sylvestrina gottschicki. Wymienione skamie- niałości organizmów pochodzących z różnych środowisk, przypuszczalnie różnowiekowych, są ze sobą całkowicie wy- mieszane. W wielu przypadkach rozróżnienie skamieniałości znajdujących się in situ od tych redeponowanych z warstw starszych jest bardzo trudne lub niemożliwe (por. Filipiak i Stachacz, 2012). Przedstawione detrytyczne osady miocenu były depono- wane w późnym badenie-wczesnym Sarmacie, w czasie re- gresji morza, w pobliżu wybrzeża osłoniętego od otwartego morza barierą (Czapowski, 1984). Struktury depozycyjne, obejmujące naprzemianległe piaski drobnoziarniste oraz mu- ły, a w sąsiedztwie Zwierzyńca także piaski warstwowane przekątnie wielkoskalowo sugerują obecność rzecznej delty (np. Gradziński et al., 1986). Również liczne lądowe ślimaki oraz fragmenty drewna najprawdopodobniej zostały napła- wione do stref przybrzeżnych przez rzekę. Takie środowisko wyjaśniałoby obecność licznych oportunistycznych małżów i ślimaków przy braku form stenohalinowych równowieko- wych z osadem. Warto zwrócić uwagę, że nie tylko obniżone zasolenie, ale także ciągłe zasypywanie przez osad faworyzo- wało małe, oportunistyczne organizmy uważane powszechnie za typowe dla wód brakicznych. Wstępne analizy wskazały, że frekwencja i rozmiary malakofauny w okolicznych odsło- nięciach maleje wraz ze wzrostem ilości kwarcu detrytyczne- go w osadzie. Pomimo, że facja ta była badana przez kilkadziesiąt lat (np. Rutkowski, 1976; Czapowski & Stu- dencka, 1984), istnieje konieczność wykonania nowoczesnych analiz sedymentologicznych i paleoekologicznych, gdyż wspomniane aspekty nie zostały zbadane. Fig. 8. Soczewka żwirowca przepełniona skamieniałościami, k - obtoczone fragmenty glonów koralinowych, m - mięczaki morskie, 1 - mię- czaki lądowe. 81 Fig. 9. Skamieniałości z soczewki żwirowca w Zwierzyńcu. A - Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi. B - Plicatiforma praeplicata. C - Loripes dujardini. D - Granulolabium bicinctum. E-G - Clavatula spp. H - Potamides sp. I - Charonia sp. J - Natica sp. K - IVitularia sp. L - ICythara sp. M - Ancilla sp. N - „Vermetus” sp. O - Tropidomphalus incrassatus. P - Cepaea sylvestrina gottschicki. R-S - kolonijne koralowce sześcio- promienne. T - skrzemieniałe drewno. Paski skali długości 1 cm. 82 Punkt 4: Osówka koło Szydłowa (Michał Stachacz) Nieczynny kamieniołom. GPS: N 50°36'19.74"; E 20°59'31.82" Na wzgórzu „Lisi Kamień” w Osowce (Fig. 1) znajdują się zarzucone łomy wapieni ziarnistych. W zwiedzanym wyrobi- sku, w jego dolnej części odsłaniają się kalkarenity krasnoro- stowe (Fig. 10A). Różnokształtne fragmenty krasnorostów są mocno pokruszone i obtoczone. Niewielką część szkieletu ziarnowego stanowią fragmenty pokruszonych muszli, głów- nie małżów oraz kolonii mszywiołów. Poza tym w masie skal- nej tkwią liczne, mocno zabradowane rodoidy o kulistym lub owalnym kształcie, o średnicy kilku-kilkunastu centymetrów (Fig. 11A-B). W wapieniach licznie występują rodoidy (Fig. 11A-B) i przegrzebki Aequipecten elegans (Andrzejowski, 1830) i Pseudoamussium ?lilli (Pusch, 1837) wielkości 1-4 centyme- trów (Fig. 11C-E). Liczne są okazy ?Ostrea sp. osiągające wielkość 2-6 cm (Fig. 11F). Muszle małżów są rozdzielone, ale są bardzo dobrze zachowane. Tylko niektóre okazy mają nieznacznie zabradowane żeberka, rzadsze są skorupy pokru- szone i zabradowane. Wiele muszli jest inkrustowanych przez mszywioły i serpulidy (Fig. 11C). Strop kalkarenitów jest ścięty powierzchnią erozyjną, po- wyżej której zalegają szare kalcyrudyty krasnorostowe, kal- karenity warstwowane skośnie, także kopułowo z blokami wapieni mikrobialno-serpulowych oraz otoczakami wapieni syndosmyowych (Fig. 10). Ponad nimi występują ponownie kalkarenity krasnorostowe, w obrębie których tkwią silnie scementowane kalcyrudyty krasnorostowe. Wśród bioklastów w wapieniach detrytycznych powyżej powierzchni erozyjnej występują podobne skamieniałości jak niżej. Rodoidy i nie- które muszle małżów i są w różnym stopniu zabradowane. Bloki wapieni mikrobialno-serpulowych tkwiące w obrębie wapieni detrytycznych mają wielkość 20-40 cm, kształt kuli- sty lub owalny i są dobrze obtoczone (Fig. 10B-C) a ich bar- wa jest biała, jasnoszara, lub brunatna. Wapienie mikrobialno-serpulowe są mocno porowate z wyraźnie wi- docznymi rozproszonymi rurkami serpul. Analiza mikrofa cjalna ujawniła także obecność innych organizmów szkiele- towych: mszywiołów, bentonicznych otwornic, drobnych małżów, m.in. Obsoletiforma kokkupica (Andrussow, 1916), ślimaków ?Hydrobią i ramienionogów. W pustkach wzrosto- wych występują namyte fragmenty badeńskich krasnorostów i kwarc detrytyczny. W masie skalnej dominują mikrobiality o mikrostrukturze peloidowej, rzadziej naskorupienia lami- nowane narastające na rurkach serpul. Sporadycznie wystę- pują też skalcyfikowane filamenty sinic. Na ściankach pustek wzrostowych, a także na rurkach serpul i innych bioklastach występują wczesne cementy włókniste (Stachacz, 2004). Razem z blokami wapieni mikrobialno-serpulowych wy- stępują otoczaki wapieni syndosmyowych (Rutkowski, 1976) (Fig. 10C). Są to białe lub jasnoszare wapienie makroskopowo 0 wyglądzie wapieni pelitycznych, jednak w rzeczywistości bądące wakami, co ujawnia analiza mikrofacjalna. Wapienie te zawierają liczne odciski i ośrodki małżów Abra (Syndo- smya) reflexa Eichwald, 1830, małże Obsoletiforma kokkupi- ca i Mactra sp., ślimaki IHydrobia oraz otwornice 1 Anomalinoides dividens Łuczkowską, 1967 (Fig. 12). Wszystkie skamieniałości widoczne makroskopowo są w wapieniach syndosmyowych zachowane wyłącznie w po- staci odcisków i ośrodek. Pomiędzy blokami wapieni mikrobialno-serpulowych Fig. 10. Łom wapieni detrytycznych w Osowce. A - widok najwyższej ściany wyrobiska. B-C - strop kalkarenitów z powierzchnią erozyjną i zalegające powyżej kalkarenity warstwowane poziomo i skośnie kopułowo, kalcyrudyty o charakterze tempestytu złożonego z fragmentów krasnorostów, bloki wapieni mikrobialno-serpulowych oraz otoczaki wapieni syndosmyowych. D - warstwa kalcyrudytu i kalkarenit warstwo- wany przekątnie kopułowo. 83 i otoczakami wapieni syndosmyowych oraz ponad nimi zale- ga laminowany poziomo i skośnie kopułowo, zwięzły kalkare- nit barwy szarej o miąższości kilkudziesięciu cm. W obrębie tego wapienia, powyżej opisanych klastów widoczna jest wy- raźna, wyklinowująca się warstwa kalcurudytu o średniej miąższości 15-20 cm (Fig. 10B, D). Warstwa ta wyróżnia się znacznie grubszą frakcją klastów węglanowych (do ok. 4 cm), którymi są niemal wyłącznie rodoidy, sporadycznie zaś klasty żółtych margli. Powyżej zwięzłego kalkarenitu zalega rozsy- pliwy kalcyrudyt zawierający bardzo liczne zabradowane ro- doidy o średnicy do 10 cm. Silnie scementowane kalcyrudyty zalegające ponad nim odsłaniają się już poza omawianym ło- mem, w stromej ścianie na wschodnim krańcu wzgórza. Środowisko depozycji Obecność dobrze zachowanych przegrzebków w wapie- niach detrytycznych w stanowiskach sugeruje badeński wiek wapieni detrytycznych co najmniej dolnej części warstw z Chmielnika, gdyż przegrzebki w osadach sarmatu Paratety- dy nie występują in situ (np. Studencka, 1999). Osady występujące w górnej części wyrobiska, ponad kal- karenitami zaliczane są do sarmatu (Rutkowski, 1976). W ob- rębie skał sarmackich niewątpliwie równowiekowa z osadem fauna występuje jedynie w wapieniach mikrobialno-serpulo- wych oraz w otoczakach wapieni syndosmyowych. Przedsta- wione skały należące do formacji z Chmielnika reprezentują zatem w swojej dolnej części zapewne górny baden. Wyższa część tej formacji stratygraficznie znajdują się na granicy ba- denu i sarmatu i zawierają podobnie jak analogiczne osady Roztocza otwornice wskazujące raczej na warunki ekologicz- ne niż na wiek osadów (Szczechura, 1982). Granica ba- den/sarmat nie jest więc w detrytyczno-węglanowych możliwa do stwierdzenia, jak w przypadku osadów facji głęb- szych (iłów krakowieckich) (Łuczkowską, 1962, 1987). Inter- pretacja paleośrodowiska sedymentacji wapieni ziarnistych w oparciu o bezpośrednie wnioskowanie w oparciu o skamie- niałości jest trudna, gdyż jest ona w znacznej części redepo- nowana. Detrytyczne osady badeńsko-sarmackie z obszaru pomię- dzy Szydłowem a Chmielnikiem powstawały w płytkim Iito- ralnym morzu w strefie falowania, na co wskazuje niemal zupełny brak frakcji ilastych i pylastych oraz dobre obtocze- nie ziarnistego materiału węglanowego. Liczne rozmycia i ścięcia erozyjne oraz klasty margli i wapieni dowodzą, że równocześnie z sedymentacją zachodziła również erozja pod- łoża. Obecność silnie obtoczonych zabradowanych rodoidów w kalkarenitach nagromadzonych w postaci wyraźnych warstw tempestytów (m.in. bruków rodolitowych) wskazuje, że w czasie depozycji tych osadów wskazują na okresowy wzrost energii środowiska. Osady te, a przede wszystkim obecność obtoczonych klastów margli i bloków wapieni mi- krobialno-serpulowych znacznej wielkości oraz kopułowych warstwowań przekątnych wskazują na tempestytowy (sztor- mowy) charakter tych osadów (Rutkowski, 1976). Bruki zło- żone z mocno zabradowanych rodoidów, pozbawionych niemal zupełnie innych skamieniałości wskazują na wysoką energię wody (Studencki, 1999) a ich nagromadzenia w po- staci wyraźnych warstw w kalkarenitach sugerują, że pod- wyższenie energii miało miejsce okresowo. Panuje powszechny pogląd, że w Sarmacie wody Paratety- dy były wysłodzone, jednakże analiza zespołów fauny z za- chodniej części basenu panońskiego wskazuje odmienne warunki. Występowania dużych otwornic, okrzemek, mię- czaków oraz glonów Corallinaceae sugeruje tam pełnomor- skie pod względem zasolenia warunki w Sarmacie (Piller & Harzhauser, 2005). Badania wapieni mikrobialno-serpulo- wych z obszru Roztocza (obecnych również na obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich) sugeruje okresowy wzrost nasycenia wody węglanem wapnia, spowodowany ewaporacją brakicz- nych wód. Jest to potwierdzone wysoką zawartością izotopu tlenu 8 180 w mikrobialitach i cementach. Brakiczne pocho- dzenie wody potwierdza obecność ubogich taksonomicznie zespołów fauny (organizmy oportunistyczne, głównie serpu- lidy, mszywioły, małżoraczki i małże Obsoletiforma) oraz da- ne geochemiczne (proporcje 87Sr/86Sr inne niż w przypadku wody morskiej). Istotną rolę w dostawie wód słodkich miały Fig. 11. Rodoidy i małże z kalkarenitów w Osowce. A-B - obtoczone rodoidy. C-D - Aequipecten elegans. E - Pseudoamussium ?lilii. D - Ostrea sp. 84 Fig. 12. Skamieniałości małżów, ślimaków i otwornic z otoczaków wapieni syndosmyowych. A - Abra (Syndosmya) reflexa. B - Obsoletiforma kokkupica. C - IHydrobia sp. D - ?Anomalinoides dividens. czynniki klimatyczne: zmiany w dostawie wód meteorycz- nych i stopnia ewaporacji. Takie warunki powodowane były ograniczonym połączeniem Paratetydy z obszarem śródziem- nomorskim na przełomie badenu i sarmatu (Jasionowski, 1996, 1999, 2004; Jasionowski et al., 2004, Pisera, 1996; Sta- chacz, 2005, 2007). Bibliografia: Alexandrowicz, S.W., 1956. Zespoły globotrunkan w turonie okolic Krakowa. Acta GeologicaPolonica, 6: 206-212. Alexandrowicz, S.W., 1959. Osady górnokredowe w Nowej Cerekwi koło Głubczyc. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 29:165-179. Caron, M., 1985. Cretaceous planktonie foraminifera In: BoIIi, H.M., Saunders, J., Perch-Nielsen, K., (ed). Plankton Strati- graphy, pp. 17-86. Cambrige University Press; Cambridge. Corliss, B. H. & Chen, C., 1988. Morphotype patterns of Nor- wegian Sea deep-sea benthic foraminifera and ecological im- plications. Geology, 16: 716-719. Czapowski, G., 1984. Osady barierowe w górnym miocenie południowego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich. Przegląd Geologiczny, 32:185-194. Czapowski, G. & Studencka, B., 1990. Studium sedymentolo- giczno-paleontologiczne osadów barierowych dolnego sar- matu w rejonie Chmielnika. Przegląd Geologiczny, 38: 117-127. Dias-Brito, D., 2000. Global stratigraphy, palaeobiogeography and palaeoecology of Albian-Maastrichtian pithonellid calci- spheres: impact onTethys configuration. Cretaceous Rese- arch, 21: 315-349. Dubicka, Z. & Peryt, D., 2012. Foraminifers and stable isotope record of the Dubivtsi chalk (upper Turanian, Western Ukra- ine): palaeoenvironmental implications. Geological Quarterly, 56:199-214. Filipiak, K. & Stachacz, M., 2013. Problem redeponowanej malakofauny w osadach sarmatu na przykładzie odsłonięcia w Zreczu Małym koło Chmielnika. W tym tomie. Gasiński, M.A., 1997. Tethyan-Boreal connection: influence on the evolution of mid-Cretaceous planktonie foraminife- rids. Cretaceous Research, 18: 505-514. Gasiński, M.A., 1998. Campanian-Maastrichtian palaecology and palaeobiogeography of Andrychów Klippes, Outer Car- pathians, Poland. Rozprawy habilitacyjne UJ, 333:1-90. Górka, M., 2008. Shell colour pattern in two fossil helicid snails, Tropidomphalus incrassatus (Klein, 1853) and Cepaea sylvestrina gottschicki Wenz, 1919, from the Middle Miocene of Poland. Acta GeologicaPolonica, 58:105-111. Hakenberg, M. & Swidrowska, J., 1998. Evolution of the Holly Cross segment of the Mid-Polish Trough during the Cretace- ous. Geological Quarterly, 42: 239-262. Jagt, J.W.M., Walaszczyk, I., Yazykova, E.A. & Zatoń, M., 2004. Linking southern Poland and northern Germany: Cam- panian cephalopods, inoceramid bivalves and echinoids. Acta Geologica Polonica, 54: 573-586. Jasionowski, M., 1996. Budowle serpulowo-mikrobialitowe na Roztoczu: niezwykłe joint-venture. Przegląd Geologiczny, 44: 85 1044-1048. Jasionowski, M., 1999. C and O Stable Isotope Geochemistry of Sarmatian Carbonates of Paratethys: Environmental Impli- cations. Journal of Conference Abstracts, 11th Bathurst Me- eting,13-15.06.1999, Cambridge. Jasionowski, M., 2004. Geochemistry of the Sarmatian (Mid- dle Miocene) reefal carbonates of the Medobory region (Para- tethys, western Ukraine): paleoenvironmental implications. 23rd IAS Meeting of Sedimentology, Abstracts Book, 15-17. 09. 2004, Coimbra. Jasionowski, M., Poberezhskyy, A., Studencka, B., Hara, U. & Peryt, D., 2004. Wczesnosarmackie (środkowy miocen) rafy serpulowo-mikrobialitowe Miodoborów (zachodnia Ukraina). W: Dziadzio, P. & Uchman, A. (eds), Poszukiwanie węglowo- dorów jako źródło postępu w rozpoznaniu budowy geologicz- nej Karpat, zapadliska przedkarpackiego i ich podłoża. IXXV Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Ma- teriały konferencyjne, Iwonicz Zdrój. Jurkowska, A. & Uchman, A., 2013 (w druku). The trace fossil Lepidenteron lewesiensis (Manteli, 1822) from the Upper Campanian - Lower Maastrichtian marly sediments in the Miechów Segment of the Szczecin-Miechów Synclinorium, southern Poland. Acta Geologica Polonica. Kowalski, W.C., 1948. Szkic geologiczny utworów kredowych okolic Solcy. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 51: 5-53. Łuczkowską, E., 1962. Miocen okolic Szydłowa koło Chmiel- nika w świetle badań mikrofaunistycznych. Sprawozdanie z posiedzenia Komisji Nauk PAN, Oddział w Krakowie. Łuczkowską, E., 1967. Paleoekologia i stratygrafia mikropale- ontologiczna miocenu okolic Grzybowa koło Staszowa. Acta Geologica Polonica, 17: 219-245. Łuczkowska-Schiller, E., 1987. Dyskusja nad granicą biostra- tygraficzną baden/sarmat na obszarze świętokrzyskim i Roz- tocza. Sprawozdania z Posiedzenia Komisji PAN, 29: 304-306. Małecki, J., 1966. Mszywioły z zagłębień po skałotoczach z miocenu Skotnik koło Buska. Rocznik Polskiego Towarzy- stwa Geologicznego, 36: 481-494. Marcinowski, R. & Gasiński, M.A., 2002. Cretaceous bioge- ography of epicratonic Poland and Carpathians. W: Michalik, J. (ed), Tethyan/Boreal Cretaceous Correlation. Mediterrane- an and Boreal Cretaceous paleobiogeographic areas in Cen- tral and Eastern Europe. Ed. Veda, s. 95-114. Olsson, R.K. & Nyong, E.E., 1984. A paleoslope model for Campanian-Lower Maastrichtian foraminifera of New Jersey and Delaware. Journal of ForaminiferalResearch, 15: 50-64. Oszczypko, N., 2001. Rozwój zapadliska przedkarpackiego w miocenie. Przegląd Geologiczny, 49: 717-723. Peryt, D., 1980. Planktic foraminifera zonation of the Upper Cretaceous in the Middle Vistula River Valley, Poland. Pala- eontologica Polonica, 41: 3-101. Peryt, D., 1990. Znaczenie stratygraficzne i paleoekologiczne późnokredowych otwornic prowincji przejściowej z obszaru Polski pozakarpackiej. Przegląd Geologiczny, 38:161-167. Piller, W.E. & Harzhauser, M., 2005. The myth of the brackish Sarmatian Sea. Terra Nova, 17: 450-455. Pisera, A., 1996. Miocene reefs of the Paratethys: a review. W: Franseen, E.K. et al. (eds), Models for carbonate stratigra- phy from Miocene reef complexes of Mediterranean regions. SEPM Concepts in Sedimentology and Paleontology, 5: 97-104. Pożaryska, K. & Peryt, D., 1979. The Late Cretaceous and Early Paleocene Foraminiferal Transitional Province in Po- land. W: Wiedmann, J. (ed.), Aspekte der Kreide Europas. Stuttgart, International Union of Geological Sciences A, 6: 293-303. Pożaryski, W. & Witwicka, E., 1956. Globotrunkany kredy górnej Polski środkowej. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 102: 5-18. Premoli Silva, I. & Verga, D., 2004. Practical Manual of Cre- taceous planktonie Foraminifera. W: Verga, D. & Rettori, R. (eds), International School on Planktonie Foraminifera, 3 Co- urse - Cretaceous, Perugia, 17-21.2004, 283 pp. Scheibnerova, V. 1971. Foraminifera and their Mesozoic bio- geoprovinces. Records of the Geological Survey of New South Wales, 13:135-174. Radwański, A., 1968. Transgresja dolnego tortonu na obsza- rze Wyżyny Miechowskiej i Krakowskiej. Acta Geologica Polonica, 28: 387-438. Radwański, A., 1969. Lower Tortonian transgression into the slopes of the Holy Cross Mts. Acta Geologica Polonica, 19: 1-7. Radwański, A., 1973. Transgresja dolnego tortonu na połu- dniowo-wschodnich i wschodnich stokach Gór Świętokrzy- skich. Acta Geologica Polonica, 23: 375-434. Radwański, A. & Górka, M., 2012. Wybrzeże morza mioceń- skiego - Korytnica, Lubania i głazowisko klifowe w Skotni- kach. W: Skompski, S. & Barski, M., (eds), Góry Świętokrzyskie: 25 najważniejszych odsłonięć geologicznych. Uniwersytet Warszawski, Wydział Geologii, 160 pp. Romanek, A., 1958. Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski. 885 - Chmielnik. Skala 1 :50000. Wydawnictwa Geologicz- ne, Warszawa. Rogi, F., 1998. Palaeogeographic Considerations for Mediter- ranean and Paratethys Seaways (Oligocene to Miocene). An- nalen Naturhistorishen Museums in Wien, 99a: 279-310. Rutkowski, J., 1976. Detrytyczne osady sarmatu na południo- wym obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich, Prace Geologiczne PAN, 100: s. 77. SIiter, W.V., 1972. Upper Cretaceous planktonie foraminiferal zoogeography and ecology eastern Pacific margin . Palaeoge- ography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 12:15-31. Stachacz, M., 2004. Sarmackie wapienie mikrobialno-serpulo- we z południowego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich. VIII Krajowe Spotkanie Sedymentologów, 21-24.06.2004, Zakopa- ne, Materiały Konferencyjne, s. 100. Stachacz, M., 2005. Osady mioceny środkowego w rejonie Szydłowa i Brzezin - facje, paleoekologia, tafonomia. Niepu- blikowana praca magisterska. Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, Kraków. Stachacz, M., 2007. Uwagi o wieku osadów miocenu środko- wego okolic Szydłowa (południowe obrzeżenie Gór Święto- krzyskich). Przegląd Geologiczny, 55:168-174. Studencka, B.,1999. Remarks on Miocene bivalve zonation in the Polish part of the Carpatian Foredeep. Geological Quar- terly, 43: 467-477. Studencki, W., 1999. Red-algal limestones in the Middle Mio- cene of the Carpathian Foredeep in Poland: facies variability and palaeoclimate implications. Geological Quarterly, 43: 395-404. Sujkowski, Z., 1926. O utworach jurajskich, kredowych i czwartorzędowych okolic Wolbromia. Sprawozdania Pol- skiego Instytutu Geologicznego, 3: 382-467. Sujkowski, Z., 1931. Skały kredowe między miastami Pilica 86 i Szczekociny. Sprawozdania Polskiego Instytutu Geologicz- nego, 8: 39-74. Swierczewska-Gładysz, E. & Jurkowska, A., 2013 (w druku). Occurence and paleontological significance of Iyssacinosid sponges in the Upper Cretaceous deposits in Southern Po- land. Facies. Szczechura, J., 1982. Middle Miocene foraminiferal biochro- nology and ecology of SE Poland. Acta Palaeontologica Polo- nica, 27:1-44. Walaszczyk, I., 1992. Turonian trough Santonian deposits of the Central Polish Uplands; their facies development, inoce- ramid paleontology and stratigrphy. Acta Geologica Polonica, 42:1-122. Walaszczyk, I., Cobban, W., Wood, Ch. & Kin, A., 2008. The 'Inoceramus' azerbaydjanensis fauna (Bivalvia) and its value for chronostratigraphic calibration of the European Campanian (Upper Cretaceous). Bulletin de L'Institut Royal des Sciences Naturelles de Belgique - Sciences de la Terre Aardwetenschappen, 78: 229-238. Wróblewski, T. & Wróblewska, E., 1996. Góry Świętokrzy- skie, Mapa Geologiczno Krajoznawcza. Wydawnictwo Karto- graficzne Polskiej Agencji Ekologicznej. Wysocka, A., 2002. Clastic Badenian deposits and sedimenta- ry environments of Roztocze Hills across the Polish-Ukra- inian border. Acta Geologica Polonica, 52: 535-561. Żelaźniewicz, A., Aleksandrowski, P., Buła, Z., Karnowski, P.H., Konon, A., Oszczypko, N., SIączka, A., Żaba, J. & Żytko, K, 2011. Regionalizacja Tektoniczna Polski. Wrocław 2011. 87 miocen rna kreda górna jura środkowa jura Doły Karniowickie środkowy trias perm; zlepieńce martwice perm; tufy perm: skały wulkaniczne górny karbon D ULOWA "Rudawa dolny karbon środkowy i górny dewon Zabierzów Balice P#LEO2013 Fig. 1. Mapa geologiczna okolic Krakowa (wg R. Gradzińskiego, 2009) z zaznaczonymi stanowiskami prezentowanymi w czasie sesji terenowej B. Sesja terenowa B Budowa geologiczna i paleontologia regionu krakowskiego: dolny perm, środkowa i górna jura, górna kreda Mariusz Kędzierski1, Bogusław Kołodziej1, Mariusz Hoffmann2, Elżbieta Machaniec1, Ewa Stworzewicz3 & Joachim Szulc1 1 Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: mariusz.kedzierski@uj.edu.pl, boguslaw.kolodziej@uj.edu.pl, elzbieta.machaniec@uj.edu.pl, joachim.szulc@uj.edu.pl 2 Soletanche Polska, ul. Kochanowskiego 49a, 01-864 Warszawa; e-mail: mariusz.hoffmann@soletanche.pl 3 Instytut Systematyki i Ewolucji Zwierząt, Polska Akademia Nauk, ul. Sławkowska 17, 31-016 Kraków; e-mail: stworzewicz@isez.pan.krakow.pl LEO 2013 TYNIEC Wstęp (Mariusz Kędzierski & Bogusław Kołodziej) Region krakowski położony jest u zbiegu kilku jednostek geologicznych: monokliny śląsko-krakowskiej, niecki mie- chowskiej, zapadliska przedkarpackiego oraz Karpat ze- wnętrznych. Takie położenie oraz zróżnicowanie stratygra- ficzne i litologiczne odsłaniających się tu skał reprezentują- cych dwa piętra strukturalne, czyni ten obszar szczególnie in- teresującym (Gradziński, 1972, 2009; Gradziński & Gradziński, 1994; Fig. 1). Piętro waryscyjskie obejmuje utwo- ry dewonu i karbonu, które zostały zdeformowane tektonicz- nie podczas waryscyjskich ruchów górotwórczych (Żaba, 1999). Skały permu i mezozoiku podlegały natomiast różnym fazom alpejskich ruchów tektonicznych, które spowodowały (1) monoklinalne wychylenie ku ENE płyty zbudowanej z utworów obu pięter oraz (2) pocięcie jej uskokami. Wielo- etapowa tektonika o trudnym do sprecyzowania wieku - przypuszczalnie głównie wczesnomioceńska - w istotny spo- sób przemodelowała monoklinę śląsko-krakowską w regionie krakowskim, powodując powstanie zrębów i zapadlisk (Dżu- łyński, 1953). Większość zrębów, w tym zręby nadwiślańskie, zbudowana jest z odsłaniających się na powierzchni skał osa- dowych górnej jury, rzadziej górnej kredy. Zapadliska wypeł- niają osady miocenu, spośród których najstarszymi morskimi osadami są wapienie ostrygowe i muły z ostrygami. Przede wszystkim zaś w zapadliskach występują morskie, drobno- ziarniste silikoklastyki (tzw. iły), w obrębie których znajdo- wane są lokalnie ewaporaty (sól kamienna, gipsy). Jednym z zapadlisk jest leżący na północny zachód od Krakowa rów krzeszowicki (część zapadliska przedkarpackiego) o rozcią- głości równoleżnikowej, oddzielający płytę ojcowską na pół- nocy od, złożonego pod względem geologicznym, zrębu tenczyńskiego na południu (Gradziński, 1972, 2009; Gradziń- ski & Gradziński, 1994). Celem wycieczki jest zapoznanie uczestników z odsłonię- ciami dolnopermskiej martwicy w Dołach Karniowickich, ke- Ioweju i oksfordu w Zalasie oraz oksfordu i górnej kredy w Zabierzowie. Dolny perm Na przełomie wczesnego i późnego karbonu oraz w póź- nym karbonie miały miejsce główne fazy orogenezy wary- scyjskiej (Żaba, 1999). Procesy tektoniczne kontynuujące się we wczesnym permie doprowadziły do utworzenia głębokiego i wąskiego rowu Sławkowa wypełnionego lądowymi osadami molasy post-waryscyjskiej. Położenie rowu na przedpolu gór oraz półsuchy klimat strefy subtropikalnej determinowało charakter sedymentacji. W części wschodniej rowu depono- wane były rozległe stożki aluwialne (zlepieńce myślachowic- kie), a w jego centralnej części - w środowisku typu playa - piaskowce i mułowce z ewaporatami. Unikatowym osadem są słodkowodne wapienie występujące na NW od Krzeszowic, określane terminem martwica karniowicka (Ćwiżewicz & Szulc, 1989; Szulc & Ćwiżewicz, 1989). Późny karbon i wcze- sny perm to okres intensywnego magmatyzmu i powstawa- nia skał subwulkanicznych, wulkanicznych i piroklasty- cznych, dobrze odsłaniających się w licznych odkrywkach po obu stronach rowu krzeszowickiego (patrz Lewandowska & Rospondek, 2009). Środkowa i górna jura We wczesnej jurze region krakowski był lądem. Morze wkroczyło na ten obszar w keloweju, a lokalnie być może już w batonie. Profil dolnego keloweju (kilka-kilkanaście me- trów) rozpoczynają piaski i piaskowce, miejscami zlepieńce kwarcowe. Ku górze profilu osady te zastępowane są przez piaskowce wapniste i wapienie piaszczyste z licznymi ska- mieniałościami. Górny kelowej reprezentują stromatolit oraz margle o silnie zredukowanej miąższości (kilkadziesiąt centy- metrów) (Giżejewska & Wieczorek, 1977; Tarkowski, 1989; Matyja, 2006). W rzeczywistości profil keloweju w regionie krakowskim wykazuje zmienność facjalną, co tłumaczone jest morfologią podłoża i/lub synsedymentacyjną tektoniką (Wie- czorek, 1982; Hoffmann & Gradziński, 2003). Dolny oksford wykształcony jest jako osady marglisto-wa- pienne ze słabo rozwiniętymi budowlami gąbkowymi. Facje wapienne i marglisto-wapienne oksfordu środkowego zawie- rają budowle gąbkowo-mikrobialne, a w oksfordzie górnym dominują dwie spośród trzech głównych facji wyróżnianych w oksfordzie regionu krakowskiego: facja uławicona i skalista (z najsilniej rozwiniętymi budowlami gąbkowo-mikrobialny- mi). Natomiast facja wapieni płytowych z licznymi amonita- mi jest charakterystyczna dla środkowego oksfordu (Dżułyński, 1952; Matyszkiewicz, 1997; Matyszkiewicz et al., 2007, 2012). Zróżnicowany relief paleozoicznego podłoża, synsedymentacyjna tektonika oraz wzrost budowli gąbkowo- mikrobialnych determinował wertykalną i Iateralną zmien- ność osadów oksfordu w regionie krakowskim (Matyszkie- wicz et al., 2006). Synsedymentacyjna tektonika kontrolowała również powstawanie osadów ziarnowych oraz osadów typu debris flow, choć skala i znaczenie procesów resedymentacji w powstawaniu niektórych facji wapieni oksfordu jest przed- miotem dyskusji (np., Hoffmann & Matyszkiewicz, 1989; Ko- szarski, 1995; Matyszkiewicz & Krajewski, 1996; Matyszkiewicz et al., 2012). Budowle (rafy w szerokim rozu- mieniu) gąbkowo-mikrobialne Wyżyny Krakowsko-Często- chowskiej (Jury Polskiej) należą do strefy ciągnącej się od Portugalii, poprzez Hiszpanię, południową Francję, Niemcy, Polskę aż do Dobrudży w Rumunii. Paleogeograficznie obszar ten stanowił w późnej jurze północne obrzeżenie Tetydy (Le- infelder et al., 1996; Pisera, 1997). Górna kreda Osady górnej kredy deponowane na tzw. progu krakow- skim, zachowane są w rejonie Krakowa tylko lokalnie, osią- gając maksymalnie 25 m miąższości. Ku NE, w niecce miechowskiej, sekwencja górnej kredy jest coraz bardziej 89 miąższa, osiągając ok. 600 m (Walaszczyk, 1992; Jurkiewicz, 1999). Najstarsze skały kredowe to aIbsko?/cenomańskie pia- ski (Tarkowski & Liszka, 1983) i zlepieńce kwarcowe zalega- jące na wapieniach oksfordu ściętych powierzchnią abrazyjną. Miąższość nadległych wapieni turonu nie przekra- cza 10 metrów miąższości (Alexandrowicz, 1956). Występo- wanie osadów koniaku jest słabo udokumentowane paleontologicznie lub zachowane są one tylko lokalnie, osią- gając niewielkie miąższości (Walaszczyk, 1992; Olszewska- Nejbert, 2004; Olszewska-Nejbert & Swierczewska-Gładysz, 2013). Lokalnie brak również osadów santonu (Machaniec & Zapałowicz-Bilan, 2005; Kołodziej et al., 2010). Osady górnej kredy w większości odsłonięć regionu krakowskiego repre- zentowane są przez kampańskie margle i wapienie margliste z czertami (Alexandrowicz, 1954; Gradziński, 1961; Macha- niec & Zapałowicz-Bilan, 2005; Zapałowicz-Bilan et al., 2009). Luki stratygraficzne, powierzchnie nieciągłości i nie- zgodności kątowe wskazują na zróżnicowaną historię geolo- giczną (tektoniczną, sedymentacyjną, erozyjną) poszczególnych bloków progu krakowskiego (Marcinowski, 1974; Walaszczyk, 1992; Jasionowski, 1995; Olszewska-Nej- bert, 2004; Kołodziej et al., 2010; Olszewska-Nejbert & Świer- czewska-Gładysz, 2013). Punkt 1: Zalas, Fics 2-4 (Mariusz Hoffmann, Mariusz Kędzierski & Bogusław Koło- dziej) Profil jury w kamieniołomie permskich riodacytów w Za- Iasie (Figs 2, 3) jest najlepiej odsłaniającym się i najbardziej reprezentatywnym profilem keloweju i dolnego oksfordu w regionie krakowskim znakomicie dokumentującym prze- bieg transgresji jurajskiej oraz ponadregionalne zjawiska kondensacji stratygraficznej. Analizy amonitów pozwoliły na ustalenie jego szczegółowej stratygrafii (Giżejewska & Wie- czorek, 1977; Matyja & Tarkowski, 1981; Tarkowski, 1989; Matyja, 2006). Piaski, podrzędnie piaskowce i zlepieńce kwarcowe dolnego keloweju - do kilku metrów miąższości - spoczywają na nierównej powierzchni riodacytów. Na mor- skie pochodzenie tych osadów wskazuje obecność amonitów (Macrocephałites), łodzików, fragmentów małży, ślimaków, ramienionogów i szkarłupni, a w ich wyższej części również koralowców. Kolonijne koralowce reprezentują przypuszczal- nie rodzaj Isastrea (Roniewicz, 2004), a ich płaskie kolonie są często podrążone oraz wykazują cechy miejscowego obumie- rania, zapewne w wyniku epizodycznego zasypywania (Fig. 4E). Występują tu również fragmenty zsylifikowanego drew- na. Powyżej, osady dolnego keloweju są wykształcone jako piaszczyste wapienie krynoidowe - o miąższości ok. 1.5 m - z horyzontami bogatymi w makrofaunę bentoniczną: małże (m.in. duże muszle Ctenostreon; Fig. 4F), ramienionogi (ter- bratulidy, rynchonellidy), płytki liliowców, rzadziej jeżowce i osobnicze koralowce, oraz mniej liczną faunę nektoniczną: amonity, belemnity, łodziki (Fig. 4B, C, F). W wyższej części wapienie mają strukturę gruzłowatą (Fig. 4B), związaną za- pewne z działalnością organizmów penetrujących, a strop tych wapieni ma charakter specyficznego twardego dna, w powstaniu którego istotną rolę odegrały procesy abrazji i korozji, o czym świadczy obecność ściętych erozyjnie du- żych muszli Macrocephałites, inkrustowanych z jednej strony przez stromatolit. Osadów środkowego keloweju w Zalasie brak. Na powierzchni twardego dna zalegają zwykle czerwo- ne lub brunatne stromatolity żelaziste (choć o dużym udziale węglanu wapnia) reprezentujące najwyższy kelowej (Fig. 4D). W literaturze wzmiankowane były stromatolity do 40 cm miąższości, ale obecnie odsłaniający się profil pozwala na ob- serwację stromatolitów o miąższości zaledwie paru centyme- trów. W spągu i stropie stromatolitu oraz w jego obrębie występują różowe wapienie z żelazistymi onkoidami (Giże- jewska & Wieczorek, 1977; Tarkowski, 1989; Matyja, 2006; Dembicz & Praszkier, 2007). Powyżej zalegają osady oksfor- Fig. 2. Kamieniołom w Zalasie. A - Widok ogólny na osady keloweju i oksfordu. B - Granica kelowej-oksford, tuż poniżej obucha młotka. Widoczne ciemnobrązowe osady górnego keloweju o zredukowanej miąższości. 90 10 [m] 0 Fig. 3. Profil keloweju i oksfordu w Zalasie. du, które miejscami i w zależności od stanu odsłonięcia profi- lu, mogą leżeć bezpośrednio na riodacytach (Matyszkiewicz et al., 2007; patrz Fig. 4A). Kelowejskie stromatolity uważane były jeszcze w latach 60. XX w. za osady płytkomorskie. Badania Wieczorka (Giżejew- ska & Wieczorek, 1976; Wieczorek, 1982) wykazały ich po- wstanie w środowisku głębszym (sublitoralnym) na twardym podłożu podmorskich wyniesień związanych z synsedymen- tacyjną tektoniką w warunkach wolnej sedymentacji i braku organizmów penetrujących. Występujące w stromatolicie i onkoidach filamenty reprezentują zapewne bakterie i grzyby, podobnie jak w ostatnio opracowanych przez Lazar et al. (2013) analogicznych utworach z batonu-keloweju Gór Buce- gi w Rumunii (Cieślak, 2012). Ostatnio Zatoń et al. (2011) zanalizowali pod względem taksonomii i paleoekologii zespół sklerobiontów na muszlach Ctenostreon z wyższej części dolnego keloweju Zalasu. Stwierdzono najbardziej zróżnicowany zespół znany do tej pory z keloweju - co najmniej 27 taksonów organizmów in- krustujących i 7 ichnotaksonów organizmów drążących. Naj- liczniejsza i najbardziej zróżnicowana taksonomicznie fauna inkrustująca to wieloszczety i mszywioły. Wspomniany zespół organizmów inkrustujących jest bardziej zróżnicowany niż opisany w płytkowodnych i rafowych osadach późnego kelo- weju Izraela, co Zatoń et al. (2011) wiążą z głębszym i spokoj- niejszym środowiskiem, brakiem istotnych zmian w zasoleniu oraz z mniejszym tempem sedymentacji. Osady dolnego oksfordu wykształcone są jako szare mar- gle, w najniższej części lokalnie różowe, z licznymi amonita- mi. W przeławicających się szarych marglach i wapieniach licznie występują gąbki tworzące tzw. biohermy luźne (Maty- ja & Tarkowski, 1981; Trammer, 1982; Matyja, 2006; Matysz- kiewicz et al., 2007). W budowie wapieni ważną rolę odgrywają, poza gąbkami, mikrobiality (Fig. 4G, H), których obecność jest charakterystyczna dla oksfordzkich budowli gąbkowych (np., Matyszkiewicz et al., 2007, 2012). Mikrobia- lity - wykształcone jako trombolity (nielaminowane, kłaczko- wate struktury), leiolity (mikrobiality o strukturze afanitowej) i stromatolity - są istotnym komponentem facji masywnych Jury Polskiej, przypuszczalnie znacznie ważniejszym niż gąb- ki krzemionkowe (np. Matyszkiewicz, 2004; Matyszkiewicz et al., 2012). Powstanie węglanów powszechnie określanych w literaturze terminem mikrobiality jest rezultatem organo- mineralizacji sensu lato, terminu, który obejmuje procesy związane z bezpośrednim wpływem mikroorganizmów (bio- logically-induced mineralization) jak i pasywną mineralizacją materii organicznej (biologically-influenced mineralization), gdy główną rolę odgrywają raczej czynniki środowiskowe, np. wzrost alkaliczności, niż aktywność oragnizmów mikrobial- nych (np., Dupraz et al., 2009). Rozróżnienie między mikro- bialitami s.s. a mikrobialitami s.l. wymaga zastosowania specjalistycznej metodyki. Osady oksfordu z Zalasu zawierają liczną makrofaunę: gąbki, amonity, belemnity i mniej liczne jeżowce, ramienio- nogi, małże i ślimaki (patrz Tarkowski, 2001), z których szczegółowych opracowań doczekały się dwie pierwsze grupy. Gąbki z oksfordu Zalasu wykazują duże zróżnicowanie mor- fologiczne, co było podstawą do wyróżnienia ponad stu ga- tunków, w tym nowych (Małecki, 2002 i prace tam cytowane). Część stanowi jednak synonimy wcześniej wyróżnionych ga- tunków (Pisera, 1997). Amonity z Zalasu i okolic były badane od XIX w. (G. Bukowski, J. Siemiradzki, K. Wójcik, S.Z. Ró- życki), głównie pod kątem biostratygrafii (np., Giżejewska & Wieczorek, 1977; Matyja & Tarkowski, 1981; Głowniak & Matyja, 2006). Pogranicze keloweju i oksfordu charakteryzo- wane jest przez napływ amonitowej fauny borealnej. Zjawi- sko to obejmowało całą północną półkulę, a migracja borealnych kardioceratidów czy kosmoceratidów sięgała obecnych wybrzeży Maroka, czyli poniżej 30°N w późnym keloweju-wczesnym oksfordzie (np. Dromart et al., 2003; Cecca et al., 2005). W Zalasie największe wpływy borealne wykazują spektra amonitowe na granicy warstw oksfordu dolnego i środkowego, w obrębie szarych margli (horyzont elisabethae poziomu cordatum - Tarkowski, 2001). W osa- dach tych znajdowane są także borealne belemnity Pachyteu- this i Cylindroteuthis (Tarkowski, 2001). Ostatnio amonity z wybranych odsłonięć i facji oksfordu regionu krakowskiego były przedmiotem analizy tafonomicz- nej, która wykazała, że amonity opisywane tradycyjnie jako ośrodki zewnętrzne i wewnętrzne w rzeczywistości wykazują bardziej złożony stan zachowania. U amonitów z oksfordu Zalasu można mówić o „muszlach” będących efektem wypeł- niania pustki po rozpuszczonych „muszlach” przez kalcytowy cement sparytowy. W przypadku amonitów ze środkowego oksfordu Podłęża są to stricte muszle neomorficzne (Jurkow- ska & Kołodziej, 2013). W osadach marglistych dolnego oksfordu występuje bardzo liczny zespół nannoplanktonu wapiennego zdominowany przez gatunek Watznaueria britannica (Kędzierski, 2001; Sobczak & Kędzierski, 2006). Jest to zapis wzmożonej pro- dukcji pierwotnej węglanu wapnia w chłodnych, żyznych wodach strefy fotycznej. Pokrywa się to także z ważnym wy- darzeniem w ewolucji nannoplanktonu wapiennego, kiedy to zmiany oceanograficzno-klimatyczne pogranicza keloweju i oksfordu umożliwiły tej grupie kolonizację strefy pelagicz- nej. Łączyło się to ze zmianą chemizmu wód oceanicznych z oceanów aragonitowych do kalcytowych, a także ze zmianą obiegu węglanu wapnia (węgla) w oceanach i pojawieniem się facji pelagicznych, pelitycznych wapieni i margli (np. ma- iolica czy późniejsza kreda pisząca - chalk). Sekwencja osadów jurajskich w Zalasie dokumentuje po- stępującą transgresję morską. Wykształcenie występujących tu osadów keloweju jest charakterystyczne dla jury środkowej Pery-Tetydy i Tetydy w Europie (np., Jenkyns, 1971; Lazar et al., 2013). Charakter osadów pogranicza keloweju i oksfordu w regionie krakowskim odpowiada równowiekowym sukce- sjom utworów rozsianych wzdłuż całego północnego obrzeże- nia Tetydy, interpretowanych jako zapis globalnych zmian w oceanografii i klimacie (Dromart et al., 2003; Rais et al., 2007). Kondensacja na granicy keloweju i oksfordu ma cha- rakter ponadregionalny, choć uważa się, że w regionie kra- 91 Fig. 4. Zalas. Kamieniołom w Zalasie. A - osady oksfordu zalegające bezpośrednio na permskich riodacytach. B - stropowa powierzchnia piaszczystych wapieni krynoidowe dolnego keloweju. Widoczna impregnowana związkami żelaza bulasta struktura związana z działalnością organizmów penetrujących. C - piaszczyste wapienie krynoidowe dolnego keloweju z bogatą makrofauną, m.in. muszlami małży Ctenostreon. D - żelazisty stromatolit o budowie kolumienkowej; przestrzeń miedzy kolumienkami wypełniona różowymi marglami; górny kelowej. E - sil- nie podrążony płytowy koralowiec (? Isastrea sp.) z piaskowców dolnego keloweju. F - Muszla Ctenostreon sp. z licznymi inkrustacjami ostry- gowatych i serpulidów; dolny kelowej. G - wapień gąbkowo-mikrobialny; środkowy oksford. H - Wapień z talerzowatymi gąbkami; w górnej części wapień detrytyczny; środkowy oksford. kowskim czynniki lokalne, przypuszczalnie natury tektonicz- fmann, 1983; Hoffmann & Gradziński, 2003; Matyszkiewicz nej, odgrywały istotną rolę w czasie sedymentacji keloweju, et al., 2012). Przypuszczać zatem należy, że profil w Zalasie to a lokalnie aż do środkowego oksfordu (Wieczorek, 1982; Hof- znakomity przykład nakładania się zmian o charakterze glo- 92 balnym na zmiany o charakterze lokalnym. Stwierdzona w osadach pogranicza jury środkowej i górnej anomalia geochemiczna, interpretowana między innymi jako efekt impaktu (np. Brochwicz-Lewiński et al, 1984), może być tłumaczona skondensowanym charakterem sedymentacji na przełomie keloweju i oksfordu związanej z kryzysem sedy- mentacji węglanowej i klastycznej. Występowanie budowli gąbkowo-mikrobialnych ograni- czone jest do północnego szelfu Tetydy; brak ich natomiast w prowincji tetydzkiej. Głębokości powstawania tych budowli są różnie szacowane, zwykle jednak interpretowane są jako struktury powstające w środowisku głębszego szelfu (Leinfel- der et al, 1996; Pisera, 1997). Brak jest współczesnych odpo- wiedników późnojurajskich budowli gąbkowych. Najbliższym odpowiednikiem są budowle stwierdzone w ostatnich latach u wybrzeży Kolumbii Brytyjskiej na głębokościach 165-240 m i okrzyknięte mianem „living Dinosaurs”. Powsta- ją one jednak w środowisku sedymentacji silikoklastycznej (Krautter et al., 2001). Punkt 2: Doły Karniowickie, Figs 5-6 (Ewa Stworzewicz & Joachim Szulc) Dolnopermskie skały węglanowe określane tradycyjnie ja- ko „martwica karniowicka” były przedmiotem badań już od połowy XIX w. (badania M. Raciborskiego, E. Panowa, S. Sie- dleckiego, I. Lipiarkiego, E. Piekarskiej; patrz Ćwiżewicz & Szulc, 1989). Wapieniom tym, na podstawie szczątków roślin, przypisywano najpierw wiek „permokarboński”, a później wczesnopermski. Późniejsze badania Ćwiżewicz i Szulca (1989) oraz Szulca i Ćwiżewicz (1989) skoncentrowały się na rekonstrukcji środowiska sedymentacji martwicy karniowic- kiej: rozpoznaniu facji, ich genezy oraz interpretacji paleokli- matycznej. Wykazano obecność (1) trawertynów s.s. powstających bezpośrednio przy źródłach, (2) osadów jeziornych (Iimnicz- nych) będącymi osadami niewielkich stawków i wykształco- nych jako laminaty glonowo-bakteryjne, (3) osadów bagiennych (palustrinowych) - masywnych wapieni o cha- otycznej strukturze wewnętrznej oraz lokalnie występujących (4) osadów fluwialnych - będących wypełnieniami kanałów rozcinających pozostałe facje oraz (5) osadów pedogenicz- nych (caliche) (Fig. 5). Powstanie słodkowodnych wapieni za- wierających bogaty zespół roślinności higrofilnej (Lipiarski, 1971) w regionie położonym w strefie klimatu półsuchego zinterpretowano wykorzystując model oazy będącej refugium dla termo- i higrofilnej roślinności (Ćwiżewicz & Szulc, 1989; Szulc & Ćwiżewicz, 1989). Sedymentacja odbywała się na ograniczonym obszarze zasilanej wodami krasowymi wypły- wającymi z masywu antykliny Dębnika. Badania izotopowe (180, 13C) facji limnicznej wykazały 6-7 letni cykl opadowy charakterystyczny dla współczesnej strefy podzwrotnikowej. Alternacja porowatych (zielenicowych) i gęstych lamin (sini- cowych) o grubości od kilku milimetrów do 1.5 cm wskazuje natomiast na sezonowe zmiany termiczne. W opuszczonym łomiku w Dołach Karniowickich (na wschód od Karniowic) - najczęściej wizytowanym odsłonię- ciem martwicy karniowickiej - odsłaniają się osady facji ba- giennej (Fig. 6B, C), limnicznej (Fig. 6A), oraz kanał wypełniony osadami facji fluwialnej. Masywne, silnie poro- wate osady facji bagiennej powstały w wyniku kalcyfikacji roślin naczyniowych, glonów i bakterii. Rośliny i poszczegól- ne kłącza np. pnie kalamitów, zachowane są miejscami w po- zycji wzrostu. Osady facji bagiennej przechodzą lateralnie w horyzontalnie laminowane wapienie facji limnicznej. W omawianym stanowisku brak jest typowych trawertynów źródłowych. Fig. 5. Schemat obrazujący relacje głównych facji w środowisku se- dymentacji wczesnopermskiej martwicy karniowickiej. 1 - dolno- karbońskie wapienie. 2 - dolnopermskie zlepieńce i skały piroklastyczne. 3 - trawerstyny s.s. 4 - paleogleby z naskorupienia- mi caliche. Ślimaki z martwicy karniowickiej. Odmiana bagienna martwicy karniowickiej zawiera jedne z najstarszych ślima- ków lądowych na świecie. Dyskutowane poniżej ślimaki po- chodzą z luźnych bloków martwicy występujących ok. 2.5 km na zachód od Dołów Karniowickich (Fig. 6D). Pierwsze in- formacje o występowaniu malakofauny w martwicy karnio- wickiej pochodzą z końca XIX wieku. W Atlasie Geologicznym Galicji opublikowanym w 1894 r. Zaręczny wspomina o znalezieniu muszli ślimaków słodkowodnych, nie podając bliższych informacji. Dopiero kilkadziesiąt lat póź- niej na podstawie materiału z kolekcji Zaręcznego, Panów (1936) opisał gatunek Dendropupa zarecznyi. Wspomniał też 0 kilkunastu innych okazach zebranych przez siebie, które jednak nie zostały później opracowane. Kolejnych danych na temat ślimaków z Karniowic dostarczyła praca Solema 1 Yochelsona (1979). Yochelson odwiedził to stanowisko w 1968 roku i zebrał kilka dalszych okazów. Prowadzone w ostatnich latach nowe badania umożliwiły zebranie ponad stu okazów należących do czterech gatunków ślimaków (Stworzewicz et al., 2009). Zostały one znalezione w facji ba- giennej martwicy, ale reprezentują malakofaunę naziemną, związaną z wilgotnym środowiskiem. Obok znanego już wcześniej gatunku Dendropupa zarecznyi (Fig. 6E) zidentyfi- kowano dwa gatunki z rodzaju Anthracopupa - A. ohioensis Whitfield (Fig. 6G) i A. bńttanica Cox (Fig. 6F) oraz Protodi- scus priscus (Carpenter) (Fig. 6H). Muszle Dendropupa zarecznyi są wydłużone, ich wysokość wynosi okołolO mm. Stosunkowo duży otwór muszli z wywi- niętym brzegiem, ale pozbawiony pogrubionej wargi oraz brak struktur wewnątrz otworu (zębów) wskazuje, że ślimaki te żyły w środowisku dość wilgotnym. Solem i Yochelson (1979) sugerują, że mogło ono odpowiadać współczesnym la- som tropikalnym. Współcześnie żyjące ślimaki o muszlach podobnych kształtem i wielkością do muszli Dendropupa, np. Ena montana, związane są na ogół ze ściółką zalegającą u podstawy pni drzew. W rodzaju Dendropupa opisano dotąd 4-5 gatunków z kilku górnokarbońskich i dolnopermskich stanowisk Ameryki Północnej oraz Francji. Z kolei ślimaki Anthracopupa są zbliżone formą muszli do współczesnych gatunków z rodzaju Carychium, żyjących za- równo w luźnej ściółce jak i pod korą gnijących pni i kłód, na obszarach, które mogą być okresowo zalewane wodą. Przed- stawiciele Anthracopupa podobnie jak Carychium są nie- wielkich rozmiarów (2-4 mm), w otworze mogą mieć listewkowate ząbki, które umożliwiają zatrzymanie w muszli 93 Fig. 6. Karniowice. Martwica karniowicka, dolny perm. A - facja limniczna; alternacja lamin porowatych (zielenicowych) i zbitych (sinico- wych). B - facja bagienna z kłączami roślin naczyniowych zachowanych w pozycji przyżyciowej. C - skalcyfikowany detrytus roślinny w facji bagiennej. D - widok w kierunku zachodnim od Dołów Karniowickich. Widoczne wychodnie martwicy karniowickiej oraz pola gdzie wystę- pują fragmenty martwicy w facji bagiennej zawierającej ślimaki. E - Dendropupa zarecznyi. F - Anthracopupa brittanica. G - Anthracopupa ohioensis. H - Protodiscus priscus. bańki powietrza, co ułatwia bardzo małym muszlom utrzy- manie się na powierzchni wody w czasie powodzi. Znalezione w Karniowicach ślimaki z rodzaju Anthracopupa znane były wcześniej z innych górnokarbońskich stanowisk, A. ohioensis z Ohio (USA), a A. brittanica z Wielkiej Brytanii. Prawdopo- dobnie rodzaj Anthracopupa był w paleozoiku szerzej roz- mieszczony i liczniejszy w gatunki niż Dendropupa, o czym świadczą znaleziska również w Niemczech, Austrii i Cze- chach (Solem & Yochelson, 1979). Protodiscus priscus jest reprezentowany w Karniowicach tylko przez jeden okaz, częściowo zagłębiony w twardej mar- twicy, co uniemożliwia wypreparowanie całej muszli, która jest bardzo mała (widoczne trzy skręty mają szerokość 2.35 mm). Charakterystyczne jest urzeźbienie powierzchni skrętów, które składa się z gęsto rozmieszczonych delikat- nych, radialnych prążków i rzadziej rozstawionych grubszych linii. Rzeźba powierzchni embrionalnej części muszli nie jest dobrze widoczna z powodu uszkodzenia. Gatunek ten opisany został przez Carpentera (Dawson, 1867) w rodzaju Zonites, ale Solem i Yochelson (1979) umieszczają go w nowym ro- dzaju Protodiscus (Discidae). Ze względu na niezwykłą rzadkość występowania paleozo- icznych ślimaków lądowych stanowisko w Karniowicach jest bardzo ważne dla poznania ewolucji lądowej malakofauny, a Polska jest jednym z nielicznych krajów, obok Stanów Zjednoczonych, Kanady, Anglii, Francji, Niemiec, Austrii i Czech gdzie tego typu skamieniałości zostały znalezione. 94 Punkt 3: Zabierzów, Figs 7-8 (Mariusz Hoffmann, Mariusz Kędzierski, Bogusław Koło- dziej & Elżbieta Machaniec) Nieczynny kamieniołom w Zabierzowie (część projektu tu- rystycznego Jurajski Raj) zlokalizowany jest na północnej krawędzi zrębu tenczyńskiego. Dwa wyrobiska odpowiadają dwóm małym zrębom tektonicznym zbudowanym z wapieni oksfordzkich i lokalnie wapieni turonu, oddzielonych zapadli- skiem wypełnionym osadami górnej kredy (Fig. 7). Odsłania- jące się w Zabierzowie osady wydatnie dokumentują obecność uskoków powstałych w czasie zapewne wieloetapo- wej „około” mioceńskiej tektoniki. Poprzecinana uskokami kredowa powierzchnia abrazyjna ścinająca jurę oraz strop wapieni turonu stanowią znakomite horyzonty korelacyjne przy analizie skali przesunięć pionowych. Zdaniem Felisiaka (1992) główny etap formowania się rowu krzeszowickiego przypada na oligocen i wczesny miocen (patrz również Feli- siak & Matyszkiewicz, 2001). Punkt 3a. Oksford Wapienie górnej jury w Zabierzowie reprezentują górny oksford i wykształcone są jako bioherma, na skłonie której występują gąbkowe baflestony/floatstony oraz tuberloitowe wakstony. Występująca na górnym poziomie kamieniołomu w Zabierzowie bioherma mikrobiaIno-„tubiphitesowa” (Fig. 8A) reprezentuje rzadki w regionie krakowskim przykład wa- pieni biohermalnych (skalistych), w których istotne znaczenie konstrukcyjne, poza mikrobialitami, posiadają liczne inkru- stujące mikroorganizmy Crescentiella morronensis Crescenti (= “Tubiphytes” morronensis), a udział gąbek jest podrzędny (Matyszkiewicz, 1997; Hoffmann & Matyszkiewicz, 1997; Fe- Iisiak & Matyszkiewicz, 2001). Mikroorganizmy te mają pro- blematyczną genezę, choć zwykle interpretowane są jako otwornice lub specyficzne konsorcjum otwornicy i sinic (Se- nowbari-Daryan et al., 2008). Drugą charakterystyczną cechą dyskutowanej budowli jest obecność struktur stromatactis - struktur o strzępiastym stro- pie i płaskim spągu - często w dużym stopniu niewypełnio- nych osadem lub cementem (Fig. 8B). Matyszkiewicz (1997) interpretuje te struktury jako efekt erozji kawitacyjnej zwią- zanej z oddziaływaniem falowania, powodującej rozsadzanie pierwotnych pustek wzrostowych, a proces ten mógł zacho- dzić z pewnym hiatusem czasowym w stosunku do czasu po- wstania biohermy. Procesy odpowiedzialne za powstanie struktur stromatactis, nie tylko w obrębie budowli jurajskich, jest przedmiotem dyskusji (patrz Matyszkiewicz, 1997; Ol- chowy, 2011). W przypadku stromatactis z bioherm z kamie- niołomu Młynka (Nielepice) Hoffmann (Hoffmann & Matyszkiewicz, 1989) interpretuje te struktury jako jeden z typów pustek wzrostowych powstałych w rezultacie rozwo- ju mat mikrobialnych. Owalne pustki, miejscami liczne występujące w obrębie biohermy reprezentują aglutynujące wieloszczety Terebełla lapilloides (Fig. 8C). Robaki te pozbawione były mineralnych rurek, natomiast wokół ich ciała powstawała organiczna- otoczka w obrębie której na drodze mikrobialnej następowało wytrącanie się węglanu wapnia oraz aglutynowane były drobne ziarna. Punkt 3b. Górna kreda Strop wapieni oksfordu ma charakter dna skalistego. Jest to platforma abrazyjna powstała z początkiem późnokredowej transgresji, zapewne przemodelowana w trakcie młodszych epizodów regresywno-transgresywnych. Najlepiej odsłonięta platforma abrazyjna występuje w rezerwacie na Bonarce w Krakowie (Alexandrowicz, 1954; Gradziński, 1961; Brom- ley et al., 2009). Na wapieniach oksfordu zalegają dwie warstwy wapieni Fig. 7. Profil oksfordu, turonu, koniaku?, santonu i kampanu w Za- bierzowie. turonu: (1) 0.1-0.3 m - piaszczyste, miejscami zlepieńcowate pakstony otwornicowo-kalcisferowe z fragmentami inocera- mów (tylko we wschodniej części kamieniołomu); (2) 0.4-0.7 m - wakston/pakston otwornicowo-kalcisferowy z otoczakami kwarcu (Fig. 8D) (Jasionowski, 1995). W stropie turonu występują liczne struktury penetracyjne, głównie Thalassinoides (Fig. 8E). Struktury penetracyjne dokumentują okres braku lub spowolnienia depozycji oraz usuwania przez falowanie i prądy denne luźnego osadu na podmorskim progu w środowisku pelagicznym (Jasionowski, 1995). Powierzchnia stropowa turonu oraz ścianki struktur penetracyjnych są czę- sto zglaukonityzowane. Pojedyncze owalne struktury inter- pretowane przez Jasionowskiego (1995) jako przypuszczalne ślady jeżowców reprezentują prawdopodobnie ichnoskamie- niałości Entobia cracoviensis - ślady drążeń gąbek, które licznie występują na platformie abrazyjnej ścinającej wapie- nie oksfordu na Bonarce. Wiek drążeń z Bonarki nie został jednoznacznie określony (?turon, ?santon; Bromley et al., 2009). Na stropowej powierzchni turonu, którą możemy in- terpretować jako twarde dno (por. Olszewska-Nejbert, 2004), zalega cienka warstwa stromatolitów fosforanowych (do 95 Fig. 8. Zabierzów. A - Widok ogólny na biohermę mikrobialno-„tubiphytesową”; oksford. Po prawej stronie „fałszywy lej krasowy” - zwie- trzelina górnokredowych margli występujących w niewielkim rowie położonym bezpośrednio na południe od wychodni oksfordu. B - struktu- ry stromatactis oraz C - rurki robaków Terebella lapilloides występujące w obrębie biohermy. D - stropowa powierzchnia wapieni turonu. Powierzchnia ma charakter twardego dna i pokryta jest cienkim stromatolitem fosforanowym (na powierzchniach odsłoniętych tylko lokalnie zachowanych). E - stropowa powierzchnia wapieni turonu ze strukturami Thalassinoides isp., dokumentujących etap spoistego dna. F - stro- matolit fosforanowy (późny turon?, koniak?). Poniżej stromatolitu, w wapieniach turonu występują struktury penetracyjne impregnowane glaukonitem. Strzałka wskazuje otoczak kwarcu. G-H - pakston kalcisferowy z otwornicami planktonicznymi występujący w obrębie stroma- tolitu. G - obraz w mikroskopie petrograficznym; H - obraz w mikroskopie katodoluminescencyjnym wyraźniej uwidacznia liczbę kalcisfer. Kalcisfery wykazują jaskrawoczerwoną Iuminescencję, co silnie kontrastuje z ciemnym matriks. 4 cm), miejscami wykazująca złożoną budowę, co przejawia się obecnością cienkich wkładek nielaminowanych wapieni (Fig. 8F). Stromatolity fosforanowe występujące w regionie krakow- skim datowane są na późny turon lub późny turon/najwcze- śniejszy koniak (Jasionowski, 1995; Krajewski et al., 2000; Olszewska-Nejbert, 2004). W obrębie stromatolitu, zostały stwierdzone otwornice planktoniczne Dicarinella algeńana i D. hagni, których obecność potwierdza wiek postulowany przez w/w autorów. Według Krajewskiego et al. (2000) stro- matolity powstały jako rezultat wytrącania się fosforanów na macie mikrobialnej przy udziale sferycznych mikroorgani- zmów, przypuszczalnie bakterii. Procesy te zachodziły na podmorskim wyniesieniu w warunkach wolnej, pelagicznej sedymentacji, a następnie wstrzymania sedymentacji, co umożliwiło zasiedlenie dna przez zespoły mikrobialne. Po- wstanie stromatolitów odzwierciedla eutrofizację wód zwią- zaną ze wzrostem poziomu morza i powiązanych z tym 96 oceanograficznych i geochemicznych zmian (Krajewski et al, 2000). W obrębie stromatolitu i wkładek wapiennych występują liczne otwornice planktoniczne i kalcisfery (wapienne dino- cysty). Mikroskamieniałości występujące w stromatolicie są często słabo widoczne w mikroskopie petrograficznym, a ich obecność jest lepiej widoczna w obrazie mikroskopu katodo- Iuminescencyjnego (por. Fig. 8G i Fig. 8H). Potwierdza to użyteczność tej metody w analizie mikropaleontologicznej niektórych osadów, co wykazano w analizie otwornic z mar- gli glaukonitowych środkowego oksfordu okolic Krakowa (Kołodziej et al., 2011). Stratygrafia i paleoekologia na podstawie otwornic (Elżbieta Machaniec) W osadach górnej kredy Zabierzowa występuje zarówno bogata makrofauna, wśród której stwierdzono m.in.: inocera- my, jeżowce, mszywioły, gąbki, jak i najbardziej zróżnicowa- na mikrofauna otwornicową w rejonie Krakowa. W jej obrębie zostały stwierdzone zespoły składające się z otwornic bentonicznych oraz planktonicznych, od umiarkowanie do mocno zróżnicowanych pod względem taksonomicznym. Ze- społy te zawierają ogółem ponad 60 rodzajów otwornic, w tym ponad 100 gatunków otwornic bentonicznych i ponad 20 gatunków otwornic planktonicznych. Do badań mikropa- Ieontologicznych pobrano 30 próbek, z których otwornice zo- stały zidentyfikowane zarówno z wyszlamowanego materiału jak i w płytkach cienkich. Zidentyfikowano następujące epi- pelagiczne otwornice planktoniczne: Heterohelix reussi, H. moremani, G. ultramicra, Hedbergella delrioensis, H. holm- delensis, Whiteinella archaeocretacea, W. baltica, W. britto- nensis, Archaeoglobigerina cretacea, A. blowi, A. bosquensis. Formy te stanowią dominujący składnik w obrębie form planktonicznych. W zespole tym występują także batypela- giczne otwornice planktoniczne: Dicarinella concavata, D. primitiva, Marginotruncana coronata, Globotruncana arca, G. bulloides, G. lineiana, Contusotruncana fornicata, jednakże liczebność tych form stanowi mniejszy udział w stosunku do epipelagicznych otwornic planktonicznych; udział ich waha się w przedziale od 2 do 50% (Kędzior, 1995; Machaniec et al., 2004a). W najstarszych osadach zabierzowskiego profilu, udział tej grupy otwornic osiąga nawet 100% składu całego zespołu otwornic planktonicznych (Kędzior, 1995; Machaniec et al., 2004a). Obecność gatunków Dicarinella primitiva oraz Dicarinella concavata pozwala na ich korelację ze standardowymi pozio- mami tetydzkimi (wg Caron, 1985; Robaszynski & Caron, 1995), co umożliwia określenie wieku najstarszych osadów kredowych z Zabierzowa na późny turon-koniak. W bada- nych osadach stwierdzono wystąpienie bentonicznego gatun- ku Stenioeina praeexculpta (Machaniec et al., 2004b), który wg Jurkiewicza (1974) i zonacji Gawor-Biedowej (1984) jest charakterystyczny dla późnego turonu-koniaku. Młodsze ze- społy otwornicowe nie zawierają form indeksowych charak- terystycznych dla standardowej zonacji otwornicowej, zastosowano więc lokalną zonację dla osadów górnokredo- wych z doliny środkowej Wisły (Peryt, 1980). Wyróżniono poziom Contusotruncana fornicata, którego dolną granicę wyznacza pierwsze pojawienie się Contusotruncana fornicata notowane w pobliżu granicy koniak/santon (Caron, 1985; La- molda et al., 1999, 2007; Dhont et al., 2007). Natomiast górną granicę wyznacza pierwsze wystąpienie Globotruncana area, której obecność wyznacza następny poziom Globotruncana area (wg Peryt, 1980). Poziom ten charakteryzuje się obecno- ścią licznych form G. arca, G. bulloides, G. mariei, G. cf. ru- gosa. Poziomy te datują wiek osadów na santońsko-wczesno- kampański. Usytuowanie środowisk depozycyjnych badanych osadów w marginalnej strefie kredowego basenu borealnego na styku z basenem tetydzkim stwarza możliwość do określenia ich przynależności paleobiogeograficznej. Obecność form cha- rakterystycznych dla strefy tetydzkiej (D. primitiva, D. con- cavata, D. hagni) w najwyższym turonie-koniaku, wskazuje na jej wyraźne wpływy, co pozwala przypuszczać, iż istniało połączenie zbiorników epikontynentalnego i tetydzkiego. Ta- kie połączenie było już sugerowane dla interwału cenoman- santon Niżu Polskiego (Pożaryski & Witwicka, 1956), a także dla turonu regionu krakowskiego przez Alexandrowicza (1959). Brak form indeksowych D. asymetrica i G. elevata ty- powych dla bioprowincji tetydzkiej (tropikalnych-subtropi- kalnych), jak i obecność licznych form kosomopolitycznych, oraz form charakterystycznych dla strefy przejściowej (Poża- ryska & Peryt, 1979; Peryt, 1990; Walaszczyk & Peryt, 1998) sugeruje przynależność badanych zespołów w santonie i wczesnym kampanie do bioprowincji przejściowej lub bore- alnej. Dla określenia paleobatymetrii środowisk depozycji bada- nych osadów przeprowadzono analizę grup morfologicznych (Corliss, 1985; Jones & Charnock, 1985; Corliss & Chen, 1988) oraz analizę ilościową otwornic planktonicznych. Ana- liza ilościowa stosunku form planktonicznych bez listewek brzeżnych (epipelagicznych) do planktonicznych z listewkami brzeżnymi (batypelagicznych) wykazała w osadach najwyż- szego turonu-koniaku/wczesnego santonu dominację form batypelagicznych tzw. K-strategów, nad formami epipela- gicznymi tzw. r-strategami. Oszacowano, że w czasie późnego turonu-koniaku/wczesnego santonu głębokość basenu mogła odpowiadać głębokościom zewnętrznego szelfu, a nawet naj- wyższej części skłonu kontynentalnego, natomiast w późnym santonie/wczesnym kampanie głębokość zbiornika mogła od- powiadać głębokościom środkowego/zewnętrznego szelfu. Określona batymetria zbiornika późnoturońsko-koniackiego potwierdza hipotezę Jasionowskiego (1995) co do zakresu głębokości powstawania stromatolitu. Zmiany batymetryczne odzwierciedlające wahania poziomu morza w późnokredo- wym basenie wykazują zgodność z krzywą eustatyczną dru- giego rzędu (Haq et al., 1987, 1988). W basenie późnoturońsko/koniackim-wczesnosantońskim zaobserwo- wano trend podnoszenia się poziomu morza, który we wcze- snym santonie osiągnął najwyższy poziom, potem kolejno nastąpiło jego obniżenie, aby pod koniec santonu/początku wczesnego kampanu ponownie wystąpił trend podnoszenia się poziomu morza. Zmiany te stanowią przykład nakładania się zmian o charakterze globalnym na zmiany o charakterze lokalnym (Kędzior, 1995; Machaniec et al., 2004a). Punkt 3C. ?Dolny miocen W kamieniołomie występują leje krasowe wypełnione osa- dami rezydualnymi: nieodwapnionym rumoszem, zielonymi iłami i białymi piaskami będącymi produktem wietrzenia margli i wapieni górnokredowych. W najlepiej odsłoniętym obecnie leju występuje brekcja zawierająca bloki charaktery- stycznych grubokrystalicznych kalcytów miodowych. Osady paleokrasu są najstarszymi skałami kenozoicznymi w okoli- cach Krakowa, osadzonymi przed transgresją morza mioceń- skiego, a ich wiek uważany jest za wczesnomioceński (Felisiak, 1992; Felisiak & Matyszkiewicz, 2001). Bibliografia: Alexandrowicz, S.W., 1954. Turon południowej części Wyży- ny Krakowskiej. Acta Geologica Polonica, 4: 361-390. Alexandrowicz, S.W., 1956. Zespoły globotrunkan w turonie okolic Krakowa. Acta Geologica Polonica, 6: 206-212. Alexandrowicz, S.W. 1959. Osady górnokredowe w Nowej 97 Cerekwi koło Głubczyc. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 29:165-179. Brochowicz-Lewiński, W., Gąsiewicz, A., Strzelecki, R., Suff- czyński, S., Szatkowski, K., Tarkowski, R., & Żbik, M., 1984. Anomalia geochemiczne na pograniczu jury środkowej i gór- nej w południowej Polsce. Przegląd Geologiczny, 32: 647-650. Bromley, R.G., Kędzierski, M., Kołodziej, B. & Uchman, A., 2009. Large chambered sponge borings on a Late Cretaceous abrasion platform at Cracow, Poland. Cretaceous Research, 30:149-160. Caron, M., 1985. Cretaceous planktonie foraminifera. W: Bol- Ii, H.M., Saunders, J., Perch-Nielsen, K., (eds). Plankton Stra- tigraphy pp. 17-86. Cambridge University Press, Cambridge. Cecca, F., Martin Garin, B., Marchand, D., Lathuiliere, B. & Bartolini, A., 2005. Paleoclimatic control of biogeographic and sedimentary events in Tethyan and peri-Tethyan areas during the Oxfordian (Late Jurassic). Palaeogeography, Pala- eoclimatology, Palaeoecology, 222: 10-32. Cieślak, A., 2012. Wykształcenie i geneza kelowejskich stro- matolitów rejonu Zalasu k/Krzeszowic. Praca magisterska, Uniwersytet Jagielloński, Kraków. Corliss, B.H., 1985. Microhabitats of benthic foraminifera wi- thin deep-sea sediments. Nature, 314: 435-438. Corliss, B.H. & Chen, C., 1988. Morphotype patterns of Nor- wegian Sea deep-sea benthic foraminifera and ecological implications. Geology, 16: 716-719. Ćwiżewicz, M. & Szulc, J., 1989. Warunki klimatyczne środo- wiska sedymentacji martwicy karniowickiej. Przegląd Geolo- giczny, 37:180-187. Dawson, J.W., 1867. On the discovery of a new pulmonate mollusk (Zonites (Conulus) priscus, Cpr.) in the coal-forma- tion of Nova Scotia, with a description of the species by Phi- lip P. Carpenter. Quarterly Journal of the Geological Society of London, 23: 330-333. Dembicz, K, & Praszkier, T., 2007. Kelowej południo- wo-wschodniej części Jury Krakowsko-Częstochowskiej. To- my Jurajskie, 4: 71-76. Dhondt, A.V., Lamolda, M.A. & Pons, J.M. 2007. Stratigraphy of the Coniacian-Santonian transition. Preface. Cretaceous Research, 28: 1-4. Dromart, G., Garcia, J.-P., Picard, S., Atrops, F., Lecuyer, C. & Sheppard, S.M.F., 2003. Ice age at the Middle-Late Jurassic transition? Earth and Planetary Science Letters, 213: 205-220. Dupraz, C., Reid, P.R., Braissant, O., Decho, A.W., Norman, S.R. & Visscher, P.T., 2009. Processes of carbonate precipita- tion in modern microbial mats. Earth-Science Reviews, 96: 141-162. Dżułyński, S., 1952 (za 1951). Powstanie wapieni skalistych jury krakowskiej. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicz- nego, 21:125-180. Dżułyński, S., 1953. Tektonika południowej części Wyżyny Krakowskiej. Acta Geologica Polonica, 3: 325-440. Felisiak, I., 1992. Osady krasowe oligocenu i wczesnego mio- cenu oraz ich znaczenie dla poznania rozwoju tektoniki i rzeźby okolic Krakowa. Annales Societatis Geologorum Po- loniae, 62:173-207. Felisiak, I. & Matyszkiewicz, J., 2001. Sedymentacja w późnej jurze, trzeciorzędowa tektonika uskokowa i kras przed bade- nem. W: Paulo, A. & Krobicki, M. (eds), Przewodnik LXXII Zjazdu PTG, Kraków 12-15 września 2001, Państwowy Insty- tut Geologiczny, Kraków, 26-37. Gawor-Biedowa, E., 1984. Foraminiferal zonation of the Up- per. Cretaceous deposits in Poland (except for the Carpa- thians and Sudetes). W: Oertli, H.J., (ed), Benthos '83, 2nd International Symposium on Benthic Foraminifera Pau (France), April 11-15, 1983. Elf Aquitane, ESSO REP and TO- TAL CFP, Pau & Bordeaux, pp. 213-223. Giżejewska, M. & Wieczorek, J., 1977. Remarks on the Callo- vian and Lower Oxfordian of the Zalas area (Cracow Upland, Southern Poland). Bulletin de l’Academie Polonaise des Sciences, Serie Sciences des Sciences de la Terre, 24:167-175. Głowniak, E. & Matyja, B.A., 2006. Młynka quarry. Lower to lower Middle Oxfordian. W: Wierzbowski, A., Aubrecht, R., Golonka, J., Gutowski, J., Krobicki, M., Matyja, B.A., Pień- kowski, G. & Uchman, A. (eds). Jurassic of Poland and adja- cent Slovakian Carpathians. Field trip Guidebook of 7th International Congress on the Jurassic System, Kraków, Sep- tember, 6-18 2006, pp. 138-141. Gradziński, R., 1961. Ochrona Bonarki pod Krakowem. Ochrona Przyrody, 27: 239-251. Gradziński, R., 1972. Przewodnik geologiczny po okolicach Krakowa. Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa, 334 pp. Gradziński, R., 2009. Mapa geologiczna obszaru krakowskie- go bez osadów czwartorzędowych i lądowych utworów trze- ciorzędowych w skali 1:100000. Instytut Nauk Geologicznych PAN, Kraków. Gradziński, R. & Gradziński, M., 1994. Budowa geologiczna i rzeźba. W: Gradziński, R., Gradziński, M. & Michalik, S. Natura i kultura w krajobrazie Jury. Tom III: Przyroda. Za- rząd Zespołu Jurajskich Parków Krajobrazowych w Krakowie, pp. 11-56. Haq, B.U., Hardenbol, J. & Vail, P.R., 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic (250 million years ago to present). Science, 235:1156-1167. Haq, B.U., Hardenbol, J. & Vail, P.R., 1988. Mesozoic and Ce- nozoic chronostratigraphy and cycles of sea-level change. W: Wilgus, C.K., Hastings, B.S., Kendall, C.G.St.C., Posamentier, H.W., Ross, C.A. & Van Wagoner, J.C. (eds.), Sea-level chan- ges: an integrated approach. Society of Economic Paleontolo- gists and Mineralogists. Special Publication, 42: 71-108. Hoffmann, M., 1983. Stratygrafia jury okolic Mirowa i Podłę- ża. Praca magisterska, Uniwersytet Jagielloński, Kraków. Hoffmann, M. & Gradziński, M., 2003. Zmienność facjalna utworów keloweju obszaru krakowskiego - efekt zróżnico- wanej morfologii podłoża czy tektoniki synsedymentacyjnej? Tomy Jurajskie, 1:118-119. Hoffmann, M. & Matyszkiewicz, J., 1989. Wykształcenie lito- logiczne i sedymentacja osadów jury w kamieniołomie Młynka. W: Rutkowski, J. (ed), Przewodnik LX Zjazdu Pol- skiego Towarzystwa Geologicznego, 14-16 września 1989, Kraków. Polskie Towarzystwo Geologiczne, s. 78-83. Hoffmann, M. & Matyszkiewicz, J., 1997. Stop 1. Zabierzów- quarry. W: 3rd IFAA Regional Symposium & IGCP 380 In- ternational Meeting, Kraków, 1997, Guidebook & Abstracts, Institute of Geological Sciences, Jagiellonian University, Kra- ków, pp. 16-22. Jenkyns, H. C., 1971. The genesis of condensed sequences in the Tethyan Jurassic. Lethaia, 4: 327-352. Jasionowski, M., 1995. Kredowa powierzchnia niedepozycji w okolicach Krakowa (Mydlniki, Zabierzów): rycia, drążenia, stromatolity. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 65: 63-77. Jones, R.W. & Charnock, M.A., 1985. “Morphogroups” of ag- 98 glutinating foraminifera: their life positions and feeding ha- bits and potential applicability in (paleo) ecological studies. Revue de Pedeobiologie, 4: 311-320. Jurkowska, A. & Kołodziej, B., 2013. Taphonomic differentia- tion of Oxfordian ammonites from the Cracow Upland, Po- land. Palaontologische Zeitschrift, 87: 67-82. Jurkiewicz, H. 1973. Węgrzynów IG-I. Profile Głębokich Otworów Wiertniczych Instytutu Geologicznego, 7:15-46. Jurkiewicz, H. (ed.), 1999. Jędrzejów IG-1. Profile głębokich otworów wiertniczych Instytutu Geologicznego, 92:1-61. Kędzierski, M., 2001. Nanoplankton wapienny z dolnego oks- fordu okolic Krakowa. W: Materiały konferencyjne z II spo- tkania Polskiej Grupy Roboczej Systemu Jurajskiego "Jurassica", Starachowice 27-29.09.2001, p. 17. Kędzior, A., 1995. Analiza mikropaleontologiczna osadów ko- niaku i santonu w profilu Zabierzów, (niepublikowana Praca magisterska) Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytet Ja- gielloński, Kraków. Kołodziej, B., Jurkowska, A., Banaś, M. & Ivanova, D., 2011. Improving detection of foraminifera by cathodoluminescence. Facies, 57: 571-578. Kołodziej, B., Szulc, J., Machaniec, E., Kędzierski, M. & Duda, M., 2010. Injection dykes as evidence of Campanian synsedi- mentary tectonics on the Kraków Swell, southern Poland. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 80: 285-301. Koszarski, A., 1995. Tradycja a nowoczesność w interpretacji warunków powstania wapieni w górnej jury krakowskiej. Szczególna rola procesów redepozycji. Studium terenowe. W: Doktor, M., Głuszek, A., Gmur, D. & Słomka, T. (eds). Trady- cja a nowoczesność w interpretacjach sedymentologicznych. Materiały konferencyjne TV Krajowego Spotkania Sedymen- tologów, Polskie Towarzystwo Geologiczne, Kraków, pp. 9-22. Krajewski, K.P., Leśniak, P.M., Łącka, B., Zawidzki, P., 2000. Origin of phosphatic stromatolites in the Upper Cretaceous condensed sequence of the Polish Jura Chain. Sedimentary Geology, 136: 89-112. Krautter, M., Conway, K.W., Barrie, J.V., Neuweiler, S., Neu- weiler, M., 2001. Discovery of a „Living Dinosaur”: Globally Unique Modern Hexactinellid Sponge Reefs off British Co- lumbia, Canada. Facies, 44: 265-282. Lamolda, M.A., Melinte, M.C. & Peryt, D., 1999. Datos micro- paleontołógicos preliminares Sobre el Limite Coniaciense- Santoniense en Olazagutia (Navarra, Espańa). Revista Espa- nola de Micropaleontologia, 31: 337-345. Lamolda, M.A., Peryt, D. & Ion, 2007. Planktonie foraminife- ral bioevents in the Coniacian/Santonian boundary interval at Olazagutia, Navarra province, Spain. Cretaceous Research, 28:18-29. Lazar, I. Gradinaru, M. & Petrescu, L., 2012. Ferruginous mi- crostromatolites related to Middle Jurassic condensed sequen- ces and hardgrounds (Bucegi Mountains, Southern Carpathians, Romania). Facies, 59: 359-390. Leinfelder, R. R., Werner, W., Nose, M., Schmid, D. U., Kraut- ter, M., Laternser, Tokacs, M. & Hartmann, D., 1996. Pale- oecology, growth parameters and dynamics of coral, sponge and microbolite reefs from the Late Jurassic. Gottinger Arbe- iten zur Geologie und Palaontologie, Sb2: 227-248. Lewandowska, A. & Rospondek, M. (eds), 2009. Permo-Car- boniferous volcanism of the Kraków region. Fourth VENTS Field Workshop VENTS 4, Miękinia, 21-25.05. 2009. Minera- logia, Special Papers, 34:1-69. Lipiarski, I., 1971. Dolnopermska flora martwicy karniowic- kiej koło Krakowa. Instytut Geologiczny, Prace, 58: 5-112. Machaniec, E., Kędzior, A. & Zapałowicz-Bilan, B., 2004a. Biostratigraphy and paleoecology of the Late Cretaceous marls of the Kraków area (Poland) based on foraminifera. W: Zlinska, A. (ed.), 5. Paleontologicka Konferencia, Bratislava, 17-18 Jun 2004. Zbomfk Abstraktov. Statny geologicky ustav Dionyza Stura, Bratislava, s. 69-71. Machaniec, E., Kędzior, A. & Zapałowicz-Bilan, B., 2004b. Analysis of Upper Cretaceous deposits in the southern part of European Platform (Zabierzów Quarry, Kraków area, Poland) on the base of foraminifera. W: Pena dos Reis, R., Callapez, P. & Dinis, P. (eds), 23rd IAS Meeting of Sedimentology, Abs- tract Book, Coimbra, s. 181. Machaniec, E. & Zapałowicz-Bilan, B., 2005. Foraminiferal biostratigraphy and palaeobathymetry of Senonian marls (Upper Cretaceous) in the vicinity of Kraków (Januszowi- ce-Korzkiew area, Bonarka quarry) - preliminary study. Stu- dia Geologica Polonica, 124: 285-295. Machaniec, E. & Zapałowicz-Bilan, B., 2008. Biostratygrafia górnokredowych osadów marglistych rejonu Krakowa na podstawie otwornic. In: Haczewski, G. (ed.), 1st Polish Geo- logical Congress, 26-28.06.2008 Kraków, Abstracts. Polskie Towarzystwo Geologiczne, Kraków: 68. Małecki, J., 2002. Gąbki krzemionkowe i wapienne oksfordu z Zalasu pod Krakowem. Geologia: kwartalnik Akademii Górniczo-Hutniczej im. Stanisława Staszica w Krakowie, 28: z. 1-3. Marcinowski, R., 1974. The transgressive Cretaceous (Upper Albian through Turonian) deposits of the Polish Jura Chain. Acta Geologica Polonica, 24:117-217. Matyja, B.A., 2006. Stop A17 - Zalas Quarry - Callovian transgressive to condensed pelagic deposits, Lower to lower- most Middle Oxfordian deposits of sponge megafacies. W: Wierzbowski, A., Aubrecht, R., Golonka, J., Gutowski, J., Krobicki, M., Matyja, B.A., Pieńkowski, G. & Uchman, A. (eds.), Jurassic of Poland and adjacent Slovakian Carpathians. Field trip Guidebook of 7th International Congress on the Ju- rassic System, Kraków, September, 6-18 2006, s. 70-72. Matyja, B.A. & Tarkowski, R., 1981. Lower and Middle Oxfordian ammonite biostratigraphy at Zalas in the Cracow Upland. Acta Geologica Polonica, 31:1-14. Matyszkiewicz, J., 1997a. Microfacies, sedimentation and so- me aspects of diagenesis of Upper Jurassic sediments from the elevated part of the Northern peri-Tethyan Shelf: a com- parative study on the Lochen area (Schwabische Alb) and the Cracow area (Cracow-Wieluń Upland, Poland). Berliner Geo- wissenschaftliche Abhandlungen, E21:1-111. Matyszkiewicz, J., 1997b. Stromatactis cavities and stroma- tactis-like cavities in the Upper Jurassic carbonate buildups at Młynka and Zabierzów (Oxfordian, Southern Poland). Anna- les Societatis Geologorum Poloniae, 67: 45-55. Matyszkiewicz, J., 2004. Górnojurajskie mikrobiality z Wyży- ny Krakowsko-Wieluńskiej jako wskaźnik paleośrodowiska. W: Muszer, J. (ed), XIX Konferencja naukowa paleobiologów i biostratygrafów PTG "Zapis paleontologiczny jako wskaźnik paleośrodowisk"; Wrocław 16-18.09.2004; Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Wrocławskiego, pp. 42-44. Matyszkiewicz, J., Kochman, A. & Duś, A., 2012. Influence of local sedimentary conditions on development of microbialites in the Oxfordian carbonate buildups from the southern part of the Kraków-Częstochowa Upland (South Poland). Sedi- mentary Geology, 263-264:109-132. Matyszkiewicz, J. & Krajewski, M., 1996. Lithology and sedi- mentation fo Upper Jurassic massive limestones near Bole- 99 chowice, Kraków-Wieluń Upland, south Poland. Annales So- cietatis Geologorum Poloniae, 66: 285-301. Matyszkiewicz, J., Krajewski, M., Gołębiowska, B., Jędrys, J., Kochman, A. & Rzepa G., 2007. Rozwój i ewolucja oksfordz- kich budowli węglanowych w Zalasie. Tomy Jurajskie, 4: 77-86. Matyszkiewicz, J., Krajewski, M. & Żaba J., 2006. Structural control on the distribution of Upper Jurassic carbonate buil- dups in the Kraków-Wieluń Upland (south Poland). Neues Jahrbuch fiir Geologie und Palaontologie Monatshefte, 3: 182-192. Olchowy, P., 2011. Possible origin of stromatactis-Iike cavities in Upper Jurassic sediments from the Wielkanoc quarry near Gołcza (Kraków-Częstochowa Upland, southern Poland) - experimental studies. Facies, 57: 613-625. Olszewska-Nejbert, D., 2004. Development of the Turo- nian/Coniacian hardground boundary in the Cracow Swell area (Wielkanoc quarry, Southern Poland). Geological Quar- terly, 48:159-170. Olszewska-Nejbert, D. & Swierczewska-Gładysz, E., 2013. Fa- cies and sedimentation of Coniacian deposits of the Kraków Swell in the Wielkanoc area (southern Poland). Geological Quarterly, 57: 1-16. Panow, E., 1936. Permokarbońska fauna martwicy karniowic- kiej. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 12: 36- 41. Peryt, D., 1980. Planktic foraminifera zonation of the Upper Cretaceous in the Middle Vistula River Valley, Poland. Pala- eontologica Polonica, 41: 3-101. Peryt, D. 1990. Znaczenie stratygraficzne i paleoekologiczne późnokredowych otwornic prowincji przejściowej z obszaru Polski pozakarpackiej. Przegląd Geologiczny, 38:161-167. Pisera, A., 1997. Upper Jurassic siliceous sponges from the Swabian Alb: taxonomy and paleoecology. Palaeontologia Polonica, 57. Pożaryska, K. & Peryt, D., 1979. The Late Cretaceous and Early Paleocene Foraminiferal Transitional Province in Po- land. W: Wiedmann, J. (ed.), Aspekte der Kreide Europas. Stuttgart, International Union of Geological Sciences A, 6: 293-303. Pożaryski, W. & Witwicka, E. 1956. Globotrunkany kredy górnej Polski środkowej. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 102: 5-18. Rais, P., Louis-Schimd, B., Bernasconi, S.M. & Weissert, H., 2007. Palaeoceanographic and palaeoclimatic reorganization around the Middle-Late Jurassic transition. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 251: 527-546. Robaszyński, F. & Caron, M., 1995. Foraminiferes planctoni- cques du Cretace: commentaire de la zonation. Europe-Medi- terranee. Bulletin de la Societe geologique de France, 6: 681-692. Roniewicz, E., 2004. Jurassic corals in Poland. Volumina Ju- rassica, 2: 83-98 Senowbari-Daryan, B., Bucur, I.I., Schlagintweit, F., Sasaran, E. & Matyszkiewicz, J., 2008. Crescentiella, a new name for “Tubiphytes” morronensis Crescenti 1969: an enigmatic Ju- rassic-Cretaceous microfossil. Geologia Croatica, 61: 185-214. Sobczak, Ł. & Kędzierski, M., 2006. Variability of the nanno- plankton assemblages as a record of palaeoenvironmental changes. W: Wysocka, A. & Jasionowski, M. (eds.), Przebieg i zmienność sedymentacji w basenach przedgórskich, Zwie- rzyniec, 20-23.06.2006, IIPolska Konferencja Sedymentolo- giczna POKOS2, Instytut Geologii Podstawowej, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, s. 161. Solem, A, & Yochelson, E.L., 1979. North American Paleozoic Land Snails, With a Summary of Other Paleozoic Nonmarine Snails. U.S. Geological Survey Professional Paper, 1072: 1-42. Stworzewicz, E., Szulc, J. & Pokryszko, B.M., 2009. Late Pala- eozoic continental gastropods from Poland: Systematic, evo- lutionary and palaeocological approach. Journal of Paleontology, 83: 938-944. Szulc, J. & Ćwiżewicz, M., 1989. The Lower Permian fresh- water carbonates of the Sławków Graben, Southern Poland: sedimentary facies context and stable isotope study. Pala- eogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 70:107-120. Tarkowski, R., 1989. Stratygrafia utworów jury w Zalasie. W: Rutkowski, J. (ed), Przewodnik LX Zjazdu Polskiego Towa- rzystwa Geologicznego, Kraków 14-16 września 1989, Pol- skiego Towarzystwo Geologiczne, Kraków, pp. 74-78. Tarkowski, R., 2001. Makroskamieniałości oksfordu dolnego i środkowego Zalasu koło Krakowa; ich wartość paleontolo- giczna, biostratygraficzna i paleogeograficzna. Technika Po- szukiwań Geologicznych, Geosynoptyka i Geotermia, 4: 15-22. Tarkowski, R. & Liszka, S., 1983. Otwornice i wiek piasków kredowych z Korzkwi koło Krakowa. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 52: 231-238. Trammer, J., 1982. Lower to Middle Oxfordian sponges of the Polish Jura. Acta Geologia Polonica, 32:1-39. Walaszczyk, I., 1992. Turonian through Santonian deposits of the Central Polish Uplands; their facies development, inoce- ramid paleontology and stratigraphy. Acta Geologica Poloni- ca, 42:1-122. Walaszczyk, I. & Peryt, D.,1998. Inoceramid-foraminiferal biostratigraphy of the Turonian through Santonian deposits of the Middle Vistula Section, Central Poland. Zentralblatt fiir Geologie und Palaontologie Teii 1 1996 (11/12): 1501-1513. Wieczorek, J., 1982. Stromatolity a organizmy penetrujące w osadzie na przykładzie utworów jurajskich Wyżyny Kra- kowsko-Wieluńskiej. Kwartalnik Geologiczny, 26,1:117-136. Zapałowicz-Bilan B., Pilarz, M. & Machaniec, E., 2009. Bio- stratygrafia mikropaleontologiczna utworów kredy górnej i miocenu w wierceniu “Bibice” (okolice Krakowa). Geologia (Kwartalnik AGH), 35: 95-103. Zaręczny, S., 1894. Mapa geologiczna okolic Krakowa i Chrzanowa. Kraków, 280 pp. Zatoń, M., Wilson, M.A. & Zavar, E., 2011. Diverse sclerozo- an assemblages encrusting large bivalve shells from the Cal- lovian (Middle Jurassic) of southern Poland. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 307: 232-244. Żaba, J., 1999. The structural evolution of the Lower Paleozo- ic succession in the Upper Silesian Block and Małopolska Block border zone (Southern Poland). Prace Państwowego 100 Aktualizm i antyaktualizm w paleontologii XXII Konferencja Naukowa Sekcji Paleontologicznej Polskiego Towarzystwa Geologicznego Tyniec, 27-30 września 2013 r. P#LEO2013 TY N I EC Program konferencji Piątek 27 IX 13.30-13.45 Rozpoczęcie konferencji 13.45-15.35 Sesja referatowa 13.45 -14.15 Grzegorz Racki Uniformitarianizm a katastrofizm - dwie od- mienne wizje historii Ziemi? 14.15-14.35 Joanna Gęgotek Aktualizm i antyaktualizm Georgesa Cuviera (1769-1832). 14.35-14.55 Adam Gasiński, Alfred Uchman, Pa- trycja Wójcik-Tabol Zakwaszenie wód oceanu jako przyczyna wy- marcia otwornic planktonicznych na granicy ma- strycht-paleocen: przykład z polskich Karpat. 14.55-15.15 Anna Kozłowska Bogata fauna retiolitowa (Graptolithina) z Pol- ski. 15.15-15.35 Barbara Wojtasik Utrwalone hipotezy naukowe w świetle nowych wyników badań, na przykładzie hipotezy przebie- gu zdarzeń w schyłkowym okresie plejstocenu na obszarze Europy Środkowej i Arktyki. 15.35-16.00 Przerwa kawowa 16.00-17.40 Sesja referatowa 16.00-16.20 Michał Zatoń, Michał Rakociński, Paweł Filipiak, Wojciech Krawczyński Unikatowy zapis wczesnofameńskiego ekosyste- mu pelagicznego w Górach Świętokrzyskich. Brodu, Centralne Pole Dewońskie, Rosja. 16.40-17.00 Michał Rakociński, Michał Zatoń, Paweł Filipiak, Wojciech Krawczyński Mikrokonchidy jako dominujące organizmy in- krustujące skalne podłoże: przykład z dolnego fa- menu Centralnego Dewońskiego Pola w Rosji 17.00-17.20 Anna Żylińska, Thomas Weidner Egzotyczne trylobity z wyższego kambru Szwe- cji. 17.20-17.40 Katarzyna Narkiewicz Rewizja konodontowego gatunku Icriodus orri Klapper et Barrick i jego znaczenie dla biostraty- grafii eiflu. 17.40-18.00 Przerwa kawowa 18.00-18.30 Spotkanie Sekcji Paleontologicz- nej PTC 19.15-23.30 Spotkanie przy grillu (Tarasy Wi- ślane) Sobota, 28 IX Sesja referatowa 9.00-11.00 9.00-9.20 Andrzej Pisera, KR. Tabachnick Gąbki z rodzaju Laocoetis Pomel, 1872 (Hexacti- nosida, Craticulariidae): żyjące skamieniałości? 9.20-9.40 Ewa Swierczewska-Gładysz Gąbki z górnego turonu i dolnego koniaku niec- ki opolskiej - aktualny stan badań. 16.20-16.40 Paweł Filipiak 9.40-10.00 Danuta Olszewska-Nejbert, Ewa Palinostratygrafia dolnego famenu z Ruskiego Świerczewska-Gładysz, Maciej Bąbel, Andrij Jacy- szyn, Andrij Bogucki Unikatowe stanowisko gąbek cenomańskich na Podolu Pokuckim (zachodnia Ukraina). 10.00-10.20 Błażej Berkowski Osobnicze bezdissepimentowe rugozy jako ofia- ry, gospodarze i epibionty. Kilka przykładów z dol- nego dewonu Maroka. 10.20-10.40 Klaudiusz Salamon Diageneza kredowych koralowców Scleractinia z okolic Miechowa. 10.40-11.00 Katarzyna Janiszewska, Jarosław Stolarski Ontogeneza bazalnych koralowców w świetle promieni rentgena. 11.00-11.30 Przerwa kawowa 11.30-13.10 Sesja referatowa 11.30-11.50 Bogusław Kołodziej Ewolucja raf. 11.50-12.10 Maria Aleksandra Bitner Kenozoiczne ramienionogi Europy: zróżnicowa- nie i biogeografia. 12.10-12.30 Barbara Studencka Małże Miodoborów: zapis zmian środowiska w Paratetydzie na granicy baden/sarmat. 12.30-12.50 Krystian Wójcik Biostratygrafia konodontowa pogranicza emsu i eiflu w Górach Świętokrzyskich. 12.50-13.10 Mariusz Kędzierski, Stanisław Lesz- czyński Model paleogeograficzny basenu skolskiego po- granicza kampanu i mastrychtu na podstawie zmian w zespołach nannoskamieniałości. 13.10-15.00 Przerwa obiadowa 15.00-16.40 Sesja referatowa 15.00-15.20 Anna Gajos, Ewa Malata Zęby ryb w zespołach mikroskamieniałości z wybranych profili Karpat fliszowych. 15.20-15.40 Tomasz Jerzykiewicz Oazy Okawango i Sossuvlei (Afryka) jako aktu- alistyczne modele środowisk późnokredowych di- nozaurów Pustyni Gobi (Mongolia). 15.40-16.00 Krzysztof Owocki Zmineralizowane biofilmy i inne ślady działal- ności mikroorganizmów w kościach dinozaurów z kotliny Nemegt (Pustynia Gobi, Mongolia). 16.00-16.20 Dawid Surmik, Andrzej Boczarow- ski, Roman Pawlicki, Katarzyna Balin, Jacek Szade Multiinstrumentalna analiza jakości zapisu ko- palnego na przykładzie szczątków gadów mor- skich środkowego triasu Śląska. 16.20-16.40 Grzegorz Pacyna, Danuta Zdebska, Maria Barbacka, Jadwiga Ziaja Ewolucja i sukcesja flor towarzyszących szcząt- kom kostnymi tropom dinozaurów w górnym triasie i dolnej jurze południowej Polski. 16.40-17.00 Przerwa kawowa 17.00-18.20 Sesja referatowa 17.00-17.20 Danuta Zdebska, Grzegorz Pacyna Niezwykłe paprocie drzewiaste z kredy Polski. 17.20-17.40 Alina Chrząstek Rekonstrukcja paleośrodowiska górnokredo- wych zlepieńców idzikowskich na podstawie ska- mieniałości śladowych (rów Nysy Kłodzkiej, Idzików). 17.40-18.00 Jolanta M uszer Skamieniałości śladowe z formacji ze Szczawna okolic Wałbrzycha (Sudety Środkowe) - wstęp- ne wyniki badań. 18.00-18.20 Francisco J. Rodrfguez-Tovar, Michał Stachacz, Alfred Uchman, Matias Reolid Perez Dolnoordowickie płytkomorskie skamieniałości śladowe z profilu Aldeaquemada, Sierra Morena, południowa Hiszpania. 18.20-19.15 Sesja posterowa 19.45-21.30 Uroczysta kolacja Prezentacje sesji posterowej Maria A. Bitner Mikrostruktura muszli Terebratulida (Brachio- poda). Rafał Damaziak Biostratygrafia i paleoekologia utworów gra- nicznych kredy-paleogenu jednostki skolskiej Po- górza Przemyskiego. Katarzyna Filipiak, Michał Stachacz Problem redeponowanej malakofauny w osa- dach sarmatu na przykładzie odsłonięcia w Zre- czu Małym koło Chmielnika. Agata Jurkowska, Ewa Swierczewska-Gładysz, Da- nuta Obzewska-Nejbert, Zofia Dubicka Występowanie gąbki wapiennej Porosphaera globularis (Phillips, 1829) w osadach kampanu niecki miechowskiej (południowa Polska) i Miel- nika (wschodnia Polska). Rafał Lach, L. Gale, M. Kriżnar i, M. Novak Nagromadzenia enigmatycznych permskich li- liowców z Dovje (Karawanki, północna Słowenia). Dorota Kapturkiewicz, Karolina Gadowska Efektywność preparacji utworów drobnoziarni- stych sekwencji turbidytowej metodami soli glau- berskiej i ciekłego azotu oraz wpływ metody dezintegracji na stan zachowania otwornic. Wojciech Krawczyński Małże fameńskie z Kamenki koło Zadońska (Centralne Pole Dewońskie, Rosja). Jan Król Późnoeoceńsko-wczesnooligoceńskie biokon- strukcje koralowcowe basenu transylwańskiego (Rumunia): wstępne wyniki. Jakub Nowicki, Anna Żylińska, Adrian Kin Zastosowanie metod statystycznych i graficz- nych w analizie zdeformowanych tektonicznie trylobitów z rodziny Ellipsocephalidae Matthew, 1887 z kambru Gór Świętokrzyskich. Michał Rakociński Żelaziste mikrobiocenozy w fameńskich skon- densowanych wapieniach głowonogowych z Gór Świętokrzyskich. Dawid Surmik, Andrzej Pelc Gorąca krew płetwojaszczurów - gigantotermia u bazalnych Sauropterygia? Katarzyna Szczepaniak Współwystępowanie inkluzji jako źródło rekon- strukcji paleoekosystemu. Tatiana Woroncowa-Marcinowska Powiązanie zjawiska progenezy u goniatytów Balviinae (Prionoceratidae) z globalnymi zdarze- niami w późnym famenie - wstępne wyniki ba- dań. Elżbieta Zlonkiewicz Skarby Prągowca. Niedziela, 29 IX 8.00 - wyjazd na sesję terenową A, kredowo- mioceńską (Rzeżuśnia k/Miechowa, Skotniki, Zwierzyniec, Szydłów). 21.00 - planowany powrót do Tyńca. Poniedziałek, 30 IX 8.30 - wyjazd na sesję terenową B w rejonie Krakowa (Zalas, Karniowice, Zabierzów). 16.00 - planowany powrót do Tyńca. D . basztowa Batorego pmor Dworzec Gł.Zachód P^ Czarnowiejska Piasek P\d /fC) <0* 11 ^5^4^===== Dworzec Stare s|j Główny ** Miasto z m~ ' effo *> Plac ««M Wszystkich ^Poczta i^ia^świytychGłówna H Hala Targowa Filharmonia .f TTTz 50^ Sw. II >5k #^1 Gertrudy//? iechowska Lubicz 42A> IVeso/a Błonia Starowiślna ^Sherato " Przegon Jubilat Wawel Pi Wawel Miodowa PI Salwator Komorowskiego N .Kon°Pnickiej Św;Wawrzyńca Praska Dajwór U? Kazimierz Plac Wolnica Li Lima Kapelanka RyhEKl PRZYSTANEK AUTOBUSU 112 w stronę Tyńca Wieś Zielińskiego) Os. Robotnicze www.komunikacja.krakow.pl mapy.google.pl