Untitled - AlphaScan.ru

Komentarze

Transkrypt

Untitled - AlphaScan.ru
P
O
L
S
K
A
A
K
A
D
E
M
I A
N
A
U
K
I N S T Y T U T N AU K GEO L OGI C Z N YCH
STUDIA GEO LOGIC A
POLONICA
Vol. XCII
WARS ZAWA 1 9 8 7
W Y D A W
N
I C
T
W A
G E O
L
O
G
I C
Z
N E
REDAKTOR NACZELNY (CHIEF EDITOR)
lPOOi dr inż. Krzysztof Birkenmajer
członek korespondent PAN
ZASTĘPCA REDAKTORA NACZELNEGO (CO -EDITO R)
prof. ch" hab. Ryszard Gradziński
SEKRETARZ NAUKOWY (MANAGING EDITOR)
dr Krzysztof GOrlich
RADA REDAKCYJNA (EDITO RIAL COUNCIL)
prof. ch" inż. Krzysztof Wrlcenmajer, cz!. koresp. PAN
pro f. dr hab. Maria Borkowska
prof. dr hab. Jan Bu.rchal"t
PI"of.· dr hab. RYSm["d Gradziński
doc. dr hab. Jerzy Lefe1 d
prof. dr hab. stefan Zb. R6życ'kIi., czł. rzecz. PAN (przewodmczący)
doc. dr hab. Jan Rudniicki
pI'lof. dr Jerzy Znosko, cz!. koresp. PAN
ADRES REDAKCJI (ADDRES S)
Instytut Nauk Geologicznych Polskiej Akademli1 Nauk
Pracownia Tektoniki Kmpat, 31 -00 2 Krak6w, Senacka 3
Bedaktor wydawnictwa: Irena Dziekońska.
Redaktor teclmicmy: Dariusz Dziewanowski
Korektor: Elżbieta Stefańska
© Copyright by Wydawnictwa Geologiczne, 1987
ISBN 83-220 -0 327-7
WYD AWNIC TWA GE O L O G I CZNE - WA R SZAWA 1 9 8 7
WYdanie l. Nakład 605+80 egz. Ark. wyd. 12,5. Ark. druk. 9,25. Papier druk. sat. kl. V,
Bl.
70 S.
Oddano do składania 10.11.1988 r. Podpisano do druku w czerwcu 1911 r. Druk uko6cZODO
w lipcu 1987. Cena 250
.
Drukarnia Narodowa Z-8,
zł.
K-28.
Krall:6w, ul. E. Orzeszkowej
7
-
Zam.
nr ft9J18
ST UD l A G E OL O G IC A POL ON le A, Vol. XCII
B U D O W A G EO L O G IC Z N A P IE N IN' S K IE G O P A S A
S K AŁ K O W E G O
Pod Tedakc;ą K. BiTkenma;era
Część VII
G E O L O G Y O F T HE P IE N IN Y K L I P P E N BELT,
C A R P A T H IA N S, P O L A N D
Edited by K. BiTkenma;eT
Part VII
W A R S Z A WA 19 8 7
W Y D A W
N
I C T W A
G E O
L
O
G
I C
Z
N E
TRESC - C O N T E N T S
K.
Late Cretaceous
fo ramilniferat biostrati�aphy of the Pieruny Kl:ippen
Bełt, Cal'pathians (polan d) .
Biostratygrafia górnej kredy p iendńskii.e.go pasą skałikowego na podstawie
otwomiic .
7
28
K.
The Trawne Member (Upper Albian - Upper Cenomanian)
A f1ysch
development in the BranisJro Nappe, P�ny Klip pen Bełt, Carpathialns.
Fliszowe ogIIlliJwo z TIl"a'MlJE!go�a1b górny - cenoman górny) w p �C7JOwinie brandsk\ej, pieniński pas skałkowy. Streszczenie .
29
40
M. O b e [' m a je r
mikropaieantologic:zma formacji wapienia pienińskiego
pieni �i ego pasa skałkowego'.
Prelliminary micropałaeontolog&caJ. study of the Plienriny Limestone Fnr­
matiKm (Tithonian - Ba rremian) in the Pieniny Klippen Belt, Carpathiaru; (Po land). Swnmary
Wstępna
ana liza
(t� - barrem) w .polskiej części
41
52
M. O b e r m a j e r
Dolnolaedowa powierzchnia
nieciąg�ości sedymentacyjnej w jednQsltce IlIiedz:iclciej okoLic
·
Lower Cretaceous sedimentary break in the Niedzica SllcessiOlIl near N aedz.ca
i , Pderuny Kliippen
A. J. Krawczyk, T. Słomk a
Egzotyki z fonnacji
E�c row from the Szlachtowa Formation (Jura$ic :tnysch) of the Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Summary .
A. J. Kr awc z yk,
Okruchy skał w psamita.ch formacji szlachtowskli.ej pienińskiego pasa
skałkow ego
Exotic rock fragments from psammite rooksof the Szlacho
1l wa
I(JurasSlic
55
65
69
74
75
TRESC
6
-
CONTENTS
K. B irkenm a je r, J. Du d z ia k
Wdek formacji WIt"OIlIińsIlciej (alb) jed nostkd Ckajcarka w piendńsklim pasie
.
skałikiowym na podstawie IlaIImOp1anktonu wapiennego
Age of the Wronine Formation (Albi.aln) of the Ck aj carek Unit in the Pieniny Klippen Belt, Cat'pathiallls, based on ca loam'eOUS IlaIIlIIloplanktoo.. Summary
K.
Birke n m a j e r, J. Du d ztia k
..
Wiek utwor6w grlllnli.cz:n)"Ch kredy do lnej i g6rne j płas zcww:Ln braatiskliej
i pieniińskie
i j (pieniński pas skalIkowy) na podstawie rumnoplainktonu wa-
87
104
piennego
107
nannopl.anldion. Summa.ry
122
Aige of Lower-Upper OretaoeoUlS tr3lIlSition becls in the Bra.n.ismo an d Pieniny nappes, Rieruny K:1 ippen Belt (Car,patb iaJIlS), based on calcareous
ST U D IA
GEOLOGICA
Vol. xcn, Warszawa
POLONICA
1987
BudOt/Ja geolOgtczna ptenińsktego pasa skałkowego
Pod redakc:lq K. Btrkenmajera
Cz. VII
lU S
UNE O
KR ZYSZTO F
and A N TO N I N A
BIR�ENMAJERl
J E D N O R OWS KA 2
LATE CRETACEOUS FORAMINIFERAL BIOSTRATIGRAPHY
OF THE PI ENINY KLIPPEN BELT (CARPATHIANS, POLAND)
a
(E'igs 1-2; Tabs 1---3)
Abs t r ac t
Late OretaceoUl& (Cenorna.n.ian - Early Ma.as1micMian) bilos1lratdgraplUc zones ba­
sed on planktic foramlinifera have been distiln.gUJished i.n the Klippen Suceessions
of the Pien.iJny K1ippen Belt (CaIl"pathians), based on c.rdrtJicał evaluatdiOn of hitherto
publ'ished data and revision of same foraminiferol assemblages. Int.ernaJtional pJ.ank­
tac :lioraminiferal stand:alrd (RobaszyńJSk.i & Caron, 1979) waS used. Abiove Laite
Albian RotaliPOTa subticinensis - R. ticinensis Zone, and the succeeding R. apen­
ninica Zone, a oomplete sequence ot zones up to Early Campanlian GlobotTunca­
nita elevata Zoine inclusłveily has been reoognJized in the southern and middle
parts of the Klimen Basin: iIn the Jawom Formatoion (pelaglie mar� wtith flysch­
.-flyschoid wedges: Upper AlbiaJn through Upper Santondan) and the SOOIIIlowce
Focmation (fi yse h : Turonian through Lower Campamliatn). In the northern paIl"'t of
the Klippen Basin (northerm part of the Czorsztyn Sucession), in the Jawocld For­
matoion (madnly brlidk-red
quence ends with EarJ.y Maas1mi!chtian GlobotTuncana falsostuaTti ZoIle.
INTRODUCTION
The aim of the IPresent pauler is to critically evaluate and summa ­
rise the state of knowledge of Late Cretaceous biostratigraphy based on
planktic foraminifera, and to revise stratigraphic positions and rang es
of particular lithostratigraphic units of that age, in the Połish sector ot
the Pieniny Klippen Bełt, Carpathians (Fig. 1).
The Upper Cretaceous deposits which occur in the Pieniny Klippen
Bełt belong to three tectonic-facial units (Fig. 2): 1(1) the Klippen Succes­
'sions deposited in the Klippen Basin; (2) the Magura Succession deposited
1, Z lnstitute 0If Geol ogical S cien
ces of the PoIish Academ y of Sciences, Calr­
pathian Tectonks Laboraltory, ul. Senaclta 3, 31-002 Kraków.
3 Man'USC!ript received Apru 30, 1988. Research-Project CPBP-03.04 of the Ptoldsh
Academy of Scienees.
8
KRZYSZTOF BIRKENKAJEB. ANTONINA .1EDNOROWSKA
o
BRATlSLAVA
��
\�
o
�
BUDAPEST
48°
o
Fig. 1
Key map to iSIhow posittion of the Pienilnyl K1iIppen Be1t in the Carpathiaru;
in the Magura Basin to the north of the Klilppen Basin (now mainly part
of the Grajcarek Unit), pa!'tly also as Klippen Mantle, unconfonnably
upon folded Klippen Suecessions; (3) the Maruszyna Succession deposited
in the Myjava Basin to the south of the Klippen Basin (see Birkenmajer,
1986a-c; Birkenmajer et al., 1985). The present paper deals only with
Late Cretaceous biostratigraphy of the Klippen Sueeessions (1). The sum­
maries for the Magura Suecession (2) and the Maruszyna Succession
(3) will be presented separately.
The present paper is a eontribution to IGCP-198 Project: Northern
Margin of the Tethys.
UPPER CRETACEOUS LITHOSTRATIGRAPHIC UNITS
OF THE KLIPPEN SUCCESSIONS
The Upper Cretae€Qus pelagie sediments of the Klippen Sueeession
are represented mainly by two lithostratigraphic units of fonnation rank
(BiTkenmajer, 1977): (A) J a w o r k i F o r m a t i o n 4 represented by pe­
lagie multicolour marls, marly �hales and marly limestones, with sub­
ordinate radiolaria-shale horizons (anoxic events), with flyseh-flyschoid
and olistostrome wedges (Upper Albian through Upper Santonian in the
southe!'n palaeofaeial zone; Upper Albian through Lawer Maastriehtian
i'll the lrlorthern rpalaeofacial oone); (B) S r o m o w c e F o r m a t i o n re­
presented by flyseh and flyschoid roeks with subordinate olistostromes
(Upper Turonian through Lower Campanian, or Upper Santenian through
Lower Campanian, depending on palaeofacial zone).
4
Orlgina!lly: Jaworki Mar! Formation (BiTkenmajer, 1977), heN! abbreviated
confurmably with the name revision as given by Birken­
to Jaworki FormatLon,
majer (1987).
N
1-
OUTER
r
w,
CARPATHIAN
.1.
OOMAIN·
NORTH
Z�
PIENINV
- BELT
EUROPEAN
PLATFORM
l.O
S
IN NER CARPATHIAN OOMAIN---
SUBSILESIAN
SUBMERGED
I RIDGE I
ISKOLE
I
SILESIAN
ELEVATED
I SILESIAN I
I
I·BAS:N
I
I
: SASINI
::
RIDGE
KLIPPEN
--
BASIN
I CZORSZ TYN
I ... � ••����
I
I
i SUBMAGURA
!EXOTlC
IRlnr.F I
I
I
I HIGH-
:
I
ITb.TRIC.
z
Ui
�
-�"-�:1j�rI!---=:�
:::' �==�.Iiiijijiii
iiji ijID
I
60
I
M.o.:
BASIN
BA
100
km�����-L����-L�������LJ-L�Ll�ll-LlJ��-L_
o
50
r
D
_
100
300
200
Volc anism
Marine
deposits
Continental crust
�
�
m
mjNeocomian
<®
® Upper Liassic/ Oogger
CD Lower Liassic/ Upper
Mantle
�
I
I
�
I;;J
o
Triassic
Fig. 2
PaHinspasllk reoonstruction (Aptian - Albian stage) to show position of sedimentary basins and facial 2iones in Western Car­
p:lthians (after Birkenmajer, 1986a, b)
c
Czorsztyn Ridge (Succession; Cz - Czertezik Succession; N - Nledzica Successlon; Br
Branlsko Successton; p - Pieruny succession;
H - Haligovce Succession. P I a t e
s u b d U C t i o n s t a g e s: A
Austrlan - Medlterranlan (partlał) and Subhercynlan - Laramian
-
�
!!!
Mal
Oceanie
crust
t'
I
-
-
(total); B - Laramlan (partial) and Savlan - styrlan (totał); C - Laramlan (total)
CD
10
KRZYSZTOF'BIRKĘNMAJER. ANTONINA JEDNOROWSKA
(A) The J a w o r k i F o r m a t i o n consists predominantly of marls,
marly limestones and marly shales in the northern faeial zones: (1) Pus­
telnia Marl Member (briek-red marłs: Upper Cenomanian through Lawer
Maastriehtian); (2) Brynezkowa Marł Member (green spotty marłs and
marly limestones with black anoxie radiol�ria shale intercalations: Upper
Albian through Lower Cenomanian); (3) Skalski Marł Member (varie­
gated marls with blaek anoxie radiolaria shale intercalations: uppermost
Lawer Cenomanian through Lawer Turonian); (4) Magierowa Member
(grey-green to blaC'k marłs and marły limestones with black anoxie ra­
diolaria shale horizon in the rniddle: Middle Cenomanian - Lower Tu­
ronian); (5) Maeelowa Marł Member (cherry red marls and marły lirne­
stones with thin turbidite sandstone interealations in the upper part:
Lower Turonian through Upper Santonian).
In the more southern zones flysch-flyschoid wedges with occasional
olistostromes appear within the marłs: (6) Trawne Member (greenish­
-blue marls and shales with turbidite sandstone and pebbly mudstone in­
terealations, passing into sandy flysch: Upper Albian through Upper Ce­
nomanian); (7) Snezniea Siltstone Member (fine shaly flyseh: uppermost
Lawer Cenomanian - Lower Turonian); (8) Gróbka Member (sandy flysch
wedge: Turonian - Coniaeian. It may form the base of the Sromowce
Formation - see below).
(B) The S r o m o w c e F o r m a t i o n (Upper Turonian through La­
wer Campanian, or Upper Santonian through Lawer Campanian, depen­
ding on palaeofaeial zone) represents flysch (turbidite) strata which ter­
minate the Klippen Successions. The formation typically begins with
the Osice Siltstone Member {marły siltstone: Upper Santonian in the
southern zone), sometirnes writh the Gróbka Member (sandy flysch and
olistostrome: Upper Turonian, filling channels in more northern zone).
Olistostromes within the main flyooh body have been distinguished as the
Bukowiny Gravelstone Member (Upper Santonian).
In the zone of lateral transition between the Jaworki Formation and
the Sromowce Formation, in the Czorsztyn Suceession, appear loeally
red shales corresponding both facially and microfaunistically to the M a­
l i n o w a S h a l e F o r m a t i o n typically developed in the Magura
Succession (north of the Klippen Basin); their age in the Czorsztyn
.
Succession correlates with Coniaeian through Santonian.
The stratigraphie ranges and spatial distribution of particular for­
mations aJIld members Wtithiln the Klilppen Succession:s are shown in Tab­
le 3.
LATE CRETACEOUS P LANKTIC FORAMINIFERAL
ZONATION IN THE KLIPPEN SUCCESSIONS
The biostratigraphic zonation of Late Cretaceous based on planktie
forarninifera (Tab. 1) is here aceepted after international standard intro­
duced by Robaszyński and Caron (1979) and Robaszyński et al. (1984).
With r�ect to sulbdivision of Late Cretaceous stages into substages used
before (Birkenmajer, 1977), tripartite (lower, middle, upper) instead of
bipartJite (lower, upper) subdivision of the Campanian and Maastrichtian
stages, eonformable with planetic forarniniferal zones, is used here (see
Tab. 1).
11
LATE CBETACEOU'S FOBAMlNIFEBAL BIOSTBATIGBAPHY
Table l
,.."�.- ,.
Plaallktic foramiiniferal zonartńon. of Late Cretaceous dn the RenIiiny Klippen Bełt,
Poland
<f)
w
a:
w
<f)
S T AGE
PLANKTlC FORAMINIFER AL
ZONATlON: (RobQszyliski &
S T AGE
CQron,1979
liski
et
S U B-
L A TE
MAA STRICHTlAN
<.fl
=>
O
C AMPANIAN
<l:
......
SANTONIAN
o::
C O NIACIAN
UJ
U
UJ
......
·MIDDLE GQnsserinQ
TURONIAN
mQyQro ensis
gQnsseri
EARLY
GlobotruncQnQ fQlsostu Qrti
LATE
GlobotruncQnitQ
MIDDLE GlobotruncQnQ
EARLY
UJ
U
AbQthoQ'lphQlus
G l o botru ncQnQ
cQlcQrQtQ
ventricosQ
elevQtQ
DicQrinellQ
QsymmetricQ
DicQrinellQ
conCQV QtQ
MQrginotrunCQnQ
r eg
EARLY f--p_ __
ZONES RECOGNIZED
IN THE PIE N I N Y
KlIPPEN B LT,
AN
n_
_
schneegQnsi
IV_
__
---l f""'(,:
__
<l:
-' f-------+--l WhiteinellQ QrchQeocretQceQ
<f)
z
o
LATE
CENOMANIAN
1-----1 RotQli porQ c u shmQni
MIDDLE�------����
I------j RotQliporQ reicheli
EARLY
::. o-:
o:: UJ
<l: o::
WU
A LBIAN
LATE
RotQliporQ
brotzeni
RotQliporQ
Qpennini CQ
RotQliporQ
sublicinensis­
- R. ticinensis
The base of our Late Cretaceous zonation is represented by two Late
Albian (Vraconian) zones: the Rotalipora subticinensis - R. ticinensis
Zone recognized best in thebottom part of the Trawne Member (Gasińs­
ki, 1983), and by the succeeding R. apenninica Zone, characteristic of the
lower part of the Brynczkowa Marł Member (La. Birkenmajer, 1963;
Alexandrowicz, 1966; Alexandrowicz et al., 1968a, b; Birkenmajer & Jed­
norowska, 1983a, b) .
. Rotalipora subtieinensis
_
R. ticinensis Zone
O c c u r r e n c e: This zone has been recognized best: (1) in the lowest
part of the Trawne Member (Branisko Succession) at Pasieczny Stream,
Maruszyna (Gasiński, 1983; Birkenmajer, 1987), and (2) in the lower
part of the Brynczkowa Marł Member (green spotty marłs and shaly
marly limestones) of the Pieniny Succession at Maruszyna (Sample 107:
Birkenmajer & Jednorowska, 1983b).
12
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, ANTONINA JEDNOROWSKA
Type assemblages:
i(1) The type assemblage of foraminifera from the Trawne Member at
Pasieczny Stream (Gasiński, 1983), besides zonal indices Rotalipora tici­
nensis (Gandolfi) and R. subticinensis (Gandolfi), oontairu; also Globige­
rinelloides bentonensis (Morrow), G. caseyi (Bolli et al.), HedbergeHa
delrioensis (Carsey), H. infracretacea (Glaessner), H. planispira (Tappan)
and, in an upper part distinguished by Gasiński (op. cit.) as the Rotali­
pora ticinensis - Planomalina buxtoifi Zone (local subdivision), also Pla­
nomalina buxtorfi (Gandolfi) and Ticin.ella spp.
(2) The lower part of the Brynczkowa Marl Member of the Pieniny
Succession at Maruszyna (Sample 107: Birk€nmajer & Jednorowska,
1 9 83b) shows an abundance of foraminifera with strong predominance of
planktic forms, with numerous Rotalipora ticinensis (Gandolfi) and Pla­
nomalina buxtorfi (Gandol:fli) indicating a Late Albian age (cf. Robaszyń­
ski & Caron, 1979). They aTe associated with Hedbergella delrioensis (Car­
sey), H. planispira (Tappan), H. simplex (Morrow) and Gubkinella grayso­
nensis (Tappan), moreover with benthic _arenaceous and calcareous forami­
nifera.
Rotalipora apenninica Zone
P r i n c i p a l o c c u r r e n c e s: This zone has been recognized best (1)
at the base of the Brynczkowa Mar! Member (Branisko Succession), and
(2) in the lower part of the Trawne Member {Brany;ko Succession).
Type assembla g e s :
(1) Green spotty marls of the Brynczkowa Marl Member (Branisko
Succession) at Sromowce Wyżne (Sample 145: Birkenmajer & Jednorow­
ska, 1 983a) yielded a rich foraminiferaI assemblage with planktic forms
Planomalina buxtorfi (Gandolfi) and Rotalipora ticinensis (Gandolfi) pre­
dominating. They are accompanied by Rotalipora apenninica (Renz), Glo­
bigerinelloides cushmani (Tappan) 5, G. bentonensis (Morrow), Hedber­
gella planispira (Tappan) and Praeglobotruncana stephani (Gandolfi), mo­
reover by arenaceous and calcareous benthic foraminifera.
1(2) Trawne Member (lower p art) at Pasieczny Stream y i elded an
assemblage similar to that of the preceding zone, but with Rotalipora
apenninica (Renz), Hedbergella simplex (Morrow) and Praeglobotruncana
delrioensis
(Plummer) (Gasiński, 1983).
\
S t r a t i g r a p h i c a g e: The stratigraphic age of the Rotalipora
apenninica Zon e sensu Robaszyński and Caron (1979) corresponds with
the latest Albirun. In Gasiń Ski s (1983) local standard for the Trawne Mem­
ber, its equivalents are represented by two zones attributed to the Late
Albian (Vraconian) : a lower one, Rotalipora ticinensis - Planomalina
buxtorfi Zone (upper part), and an upper one, P. buxtorfi - R. apenninica
Zone. The Rotalipora apenninica Zone sensu Gasiński (op . .cit.) occupies
a higher position in his local biostratigraphic standard and is regarded by
this author as correlating with the Early Cenomanian Rotalipora brotze'
5 GlobigeTinelloides eaglefoTdensis (Mornema!lm) in Birkenmajer and Jednorow­
ska (l983a) is a synOO1ym of GlobigeTinelloides cushmani (Tappan).
LATE CRETACEOUS FORAMINlFERAL BIOSTRATIGRAPHY
13
n� Zone and the succeeding R. reicheli Zone (lower part) of the inter­
national standard.
Rołalipora brołzeni Zone
p I' i n c i p a l o c c u I' I' e n c e : This zone has been recognized best
in green spotty marls and marly shales of the upper part of the Bryncz­
kowa Marl Member (Branisko Succession) at Limbargowy Stream, Sro­
mowce Wyżne (Birkenmajer & Jednorowska, 1 983a: samples 1 43, 1 44).
T Y P e a s s e m b l a g e : The type assemblage (as above) at Lim­
bargowy Stream (op. cit.) shows the presence .of very numerous planktic
foraminifera with zonal index Rotalipora brotzeni (Sigal), moreover with
R. apenninica (Renz) R. gandolfii Luterbacher et Premoli-Silva, R. mi­
che li (Sacal et Debourle), Praeglobotruncana stephani (Gandolfi) and Gub­
kinella graysonensis (Tappan). They are associated with infrequent arena­
ceous foraminifera of the genera Tritaxia, Dorothia and Plectina, and
with likewise infrequent calcareous benthic fOIUnS of the genera Lenti­
culina, Vaginulina, and Planulina.
S t I' a t i g I' a p h i c a g e : The appearance of Rotalipora brotzeni (Si­
gal) marks the boundary between latest Albian and Cenomanian (Salaj,
1 984). The Rotalipora brotzeni Zone represents a lower part of Early
Cenomanian (Robaszyński & Caron, 1 979).
Rołalipora reicheli Zone
'
p I' i n c i p a l o c c u I' I' e n c e s: The zone has been recognized best
(1) in the lower part of the Skalski Marl Member (Branisko Succession)
at Sromowce Wyżne (Sample 95), and {2) in three sampies from the
Sneznica SiltstQne Member (Branisko Succession) at Gróbka Stream,
Sromowce Wyżne (Samples 1 46-148: Birkenmajer & Jednorowska,
1 983a).
T y P e a s s e m b l a g e s:
(1) Rich foraminiferai assemblage from variegated miuls and marly
limestones of the Skalski Marl Member (Sample 95) yielded mainly plank­
tic forms. Besides zonal index Rotalipora reicheli (Mornod) there occur
R. apenninica (Renz), R. brotzeni (Sigal), Praeglobotruncana delrioensis
(PlummeI;), P. stephani (Gandolfi) and GubkinelLa graysonensis (Tappan) .
They are associated with very rare specimens of the genus Glomospirella.
{2) The Sneznica Siltstone Member (olive-green silty marls with thin
siltstone and sandstone intercalations, Samples 1 4 6-148) yielded nume­
rous planktic and inf:requent benthic (arenaceous aIIld calcareous) forami­
nifera. Besides planktic forms mentioned above (Sample 95) there occur:
Rotalipora micheli (Sacal et Debourle), R. montsalvensis (Mornod) and
Hedbergella planispira (Tappan) . They are accompanied by arenaceous
forms of the genera Rhabdammina, Dendrophrya, Spiroplectammina, Tri­
taxia and Dorothia, and by calcareous benthos of the genera Lenticulina,
Marginulina, Planularia, Vaginulina, Gavelinella, Eponides and Planulina.
S t I' a t i g I' a p h i c a g e : The stratigraphic age-range of the index
species Rotalipora reicheli (Mornod) corresponds with an upper part of
Early Cenomanian and the boundary of Early and Middle Cenomanian
(Robaszyński & Caron, 1 979).
14
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, ANTONINA JEDNOROWSKA
Rota lipora cushmani Zone
p r i n c i p a l o c c u r r e n c e s : This zone has been recognized best
(1) in the Sneznica Siltstone Member (pieniny Succession) south of Ma­
gierowa Skałka, Sromowce Niżne (Sampies 1 59-162; Birkenmajer & Jed­
nOTOwska, 1984), and (2) in the Pustelnia Marł Member (Czorsztyn Suc­
cession) at Czerwona Skała, Dursztyn (Sample 1 : Jednorowska, 1 979).
T yp e a s s e m b l a g e s:
(1) The type assemblage, in the Sneznica Siltstone Member is repre­
sented mainly by numerous planktic foraminifera. Besides zonal index
RotaZipora cushmani (Morrow) there occur RotaZipora apenninica (Renz),
R. brotzeni {Sigal), R. greenhornensis (Morrow), R. micheZi (Sacal et De­
bourle), R. montsaZvensis (Mornod), HedbergeZZa deZrioensis (Carsey),
PraegZobotruncana gibba Klaus and P. step hani (Gandolfi). They are
associated with infrequent fragmented arenaceous forms of the genera
Bathysiphon and Dendrophrya.
(2) In the Pustelnia Marł Member (brick-red marls) at Czerwona
Skała, Dursztyn (Sample 1 : Jednorowska, 1 979) the assemblage contains
besides RotaZipora cushmani (Morrow) also R. apenninica (Renz), R. green­
hornensis (Morrow), R. montsalvensis (Mornod), HedbergeZZa delrioensis
(Carsey), H. planispira (Tappan), H. simplex (Morrow), Praeglobotruncana
delrioensis (Plummer), P. gibba Klaus and P. stephani (Gandolfi).
. S t r a t i g r a p h i c a g e : The RotaZipora cushmani Zone represents
the Middle (its lowermost part· excepted) and the Upper (its uppermost
part excepted) Cenomanian (Robaszyński & Caron, 1 979). In Gasiński's
( 1 983) local standard, this zone (Taxon Range Zone) corresponds to the
Middle (its lowermost part excepted) and the whole Late Cenomanian,
the lower boundary of the zone corresponding with the first appearance
of R. cushmani, 'and the upper boundary - with the last appearance oi
R. cushmani and the first appearance of Praeglobotruncana helvetica.
R e m a T k s: The species RotaZipora cushmani (Mo!I'Tow) associated
with Praeglobotruncana delrioensis (Plummer) and P. gibba Klaus occurs
also within a lower part of the Magierowa Member (Sample 164: Birken­
maj er & Jednorowska, 1984).
Alexandrowicz (1975) described from the basal part of the Pustelnia
MarI Member (Czorsztyn Succession) his first "Assemblage with Rotali­
pora apenninica", with mainly planktic foraminifera: R. apenninica (Renz),
R. greenhornensis (Morrow), Praeglobotruncana delrioensis (Plummer),
HedbergeZla spp. etc. This assemblage correlates with the R. reicheZi and
R. cushmani zones as distinguished in the present paper. Alexandrowicz's
(op. cit.) second "Assemblage with RotaZipora cushmani", with R. cush­
mani (Morrow), R. deeckei (Franke), Praeglobotruncana delrioensis (Plum­
mer), Hedbergella spp., in some sampIes also ;with Rotalipora greenhor­
nensis (Morrow), correlates with our Rotalipora cushmani_ Zone.
Praeglobotruncana helvetica Zone
p r i n c i p a l o c c u r r e n c e s: ForaminiferaI assemblages with zo­
nal index Praeglobotruncana helvetica (BolIi) have been recognized wit­
hin: (l) the Sneznica Siltstone Member (Pieniny Succession) to the north
LATE CRETACEOUS FORAMINIFERAL BIOSTRATIGRAPHY
15
of Magierowa Skałka, Sromowce Niżne (Sample 169: Birkenmajer & Jed­
norowska, 1 984); (2) the upper part of the Magierowa Member (Pieniny
Succession) at Sromowee Ni.żIne (Sampies 1 66, 1 7 1 , 1 73: Birkenmajer &
Jednorowska, 1 984); (3) the Pustelnia Marl Member (Czorsztyn Succes­
sion) at Lorencowe Skałki, Krempachy (Sample 1 78: Alexandrowicz et al.,
1 962; revised by Jednorowska, 1 979).
T y p e a s s e m b l a g e s:
(1) The Sneznica Siltstone Member (olive-green and bluish marly sha­
les and siltstones with thin sandstone intercalations) yielded numerous
planktic and infrequent benthic foraminifera. The plankton is represen­
ted by zonal index Praeglobotruncana helvetica (Bolli), moreover by P.
gibba Klaus, P. stephani (Gandolfi), Dicarinella hagni (Scheibnerova),
D. imbricata (Mornod) and Marginotruncana pseudolinneiana Pessagno.
The arenaceous benthos is represented by infrequent forms of the genera
Dendrophrya, Hyperammina, Bathysiphon and Tritaxia.
(2) The Magierowa Member, upper part (bedded green marly lime­
stones and marls) yielded rich assemblages of planktic foraminifera with
zonal ilndex Praeglobotruncana helvetica (Bolli), associated with Whitei­
nella brittonensis (Loeblieh et TaPlPan), Praeglobotruncana gibba Klaus,
Dicarinella imbricata (Mornod), D. hagni (ScheiJbnerova), moreover with
Marginotruncana renzi (Gam.dolfi), M. schneegansi (Sigal), and M. sigali
(Heichel), Praeglobotruncana turonica (Samuel et Salaj) am.d P. biconvexa
(Samuel et Salaj). They are accompanied by frequent radiolaria.
(3) The Pustelnia Marl Member (brick-red marls) at Lorencowe Skał­
ki yielded an assemblage with Hedbergella planispira {Tappan), Praeglo­
botruncana -helvetica (Bolli), P. delrioensis (Plummer), P. gibba (Klaus),
P. stephani (d andolfi), P. turonica (Samuel et Salaj), Dicarinella imbri­
cata (Mocnod), Marginotruncana schneegansi (Sigal) am.d M. sigali (Rei­
chel).
S t r a t i g r a p h i c a g e : The zonal index Praeglobotruncana hel­
vetica (Bolli) is characteristic of Early Turonian strata (Robaszyński. &
Caron, 1 979). Thus: (1 ) the SneroiJca Siltstone Mem.ber iII1 the Pieniny
Succession at Sromowce Niżne correlates with the Early Turonian; (2)
the upper part of the Magierowa Member with P. helvetica (Bolli) but
associated with Marginotruncana renzi (Gandolfi), M. schneegansi (Sigal)
and M. sigali (Reichel) which appear in the upper part of the P. helve­
tica Zone (see Robaszyński & Caron, 1 979) , with P. turonica (Samuel et
Salaj) determined from the Turonian of the Carpathians (Samuel & Sa­
laj, 1 962; Salaj & Samuel, 1 966), and P. biconvexa characteristic of upper
part of the P. helvetica Zone (see Salaj, 1 980), indicate an u:pper part
of the Early Turonian; (3) the assemblage described from the Pustelnia
Marl Member correlates also with the upper part of the P. helvetica
Zone.
R e m a r k s : Alexandrowicz ( 1 975) recognized within the Pustelnia
Marl Member (Czorsztyn Succession) his third "Assemblage with Prae­
globotruncana helvetica" consisting mainly of planktic forms: Praeglobo­
truncana helvetiCa (Bolli), P. oraviensis Scheibnerova, P. turbinata (Rei­
chel), P. delrioensis (Plummer), and Globotruncana sigali Reichel. This
assemblage correlates with our P. helvetica Zone.
16
KRZYSZTOF BIRKENMA.JER, ANTONINA JEDNOBOWSKA
Marginotruncana schneegansi ZOne
P r i n c i p a l o c c u r r e n c e s : Foraminiferai assemblages with zo­
nal index Marginotruncana schneegansi (Sigal) are characteristic for: (1)
the lower part of the Macelowa Marl Member (Pieniny Succession) at
Maruszyna (Sample 1 1 5: Birkenmajer & Jednorowska, 1984); (2) for the
Pustelnia Marł Member ( Czorsztyn Succession) at Czerwona Skała, Dur&7:­
tyn (Sample 3: Jednorowska, 1979).
Type assemblages:
(1) In the Macelowa Marł Member (red often silty marls, sometimes
with thin sandstone intercalations) the type assemblage is represented
by numerous planktic foraminifera, with Dicarinella hagni (Scheibnero­
va), D. imbricata (Mornod), and with numerous marginotruncanas: Margi­
notruncana coronata (Bolli), M. marginata (Reuss), M. renzi (Gandolfi),
M. schneegansi (Sigal) and M. sigali (Reichel), moreover with single spe­
cimens of DicarineHa primitiva (Dalbiez) .
(2) In the Pustelnia Marł Member the assemblage consists of Dicari­
nella imbricata (Mornod), D. primitiva (Dalbiez), Marginotruncana schne­
egansi (Sigal), M. renzi {Gandolfi), M. pseudolinneiana Pessagno, M. sigali (Reichel), M. sinuosa Porthault and M. coronata (Bolli).
,
S t r a t i g r a p h i c a g e : The Marginotruncana schneegansi Zone
r epresents Late Turonian and basal part of Coniacian (Robaszyński & Ca­
ron, 1 979). Marginotruncana marginata (Reuss) and M. coronata (Bolli)
appear in Late Turonian (M. schneegansi Zone). Dicarinella primitiva
(Dalbiez) appears in the upper part of the M. schneegansi Zone (op. cit.) .
R e m a r k s : The Skalski Marl Member (variegated marłs) at Maru­
szyna (Pieniny Succession, Sample 109: Birkenmajer & Jednorowska,
1 983b) yielded a damaged a ssemblage of planktic fóraminifera with Dica­
rinella hagni (Scheibnerova), Praeglobotruncana biconvexa (Salaj et Sa­
muel), Marginotruncana schneegansi (Sigal) and M. sigali (Reichel). This
is a clearły Turonian assemblage corresponding rather to the Margino­
truncana schneegansi Zone than the Praeglobotruncana helvetica Zone
(lack of zonal index for this zone).
Dicarinella concavata Zone
P r i n c i pa l o c c u 'r r e n c e: Foraminiferal assemblages attributed
to the Dicarinella concavata Zone have been recognized best in the Grób­
ka Member of the Pieniny Success:ion at Sromowce Ni2me (Sampies 1 74,
175: Birkenmajer & JednorolWSka, 1 984).
T Y P e a s s e m b l a g e: The assemblage co:nsist almost entirely of
planktic forms. Besides Dicarinella concavata (Brotzen) there occur nu­
merous marginotruncanas: Marginotruncana coronata (Bolli) , M. margi­
nata (Reuss), M. paraconcavata Porthault, M. pseudolinneiana Pessagno,
M. renzi (Gandolfi), M. schneegansi (Sigal), M. sigali (Reichel), M. sinuosa
Porthault, M. tarfayaensis (Lehmann) and M. undulata (Lehmann), mo­
reover Dicarinella primitiva (Dalbiez). They are associated with single
arenaceous species of the genera Dendrophrya, Ammodiscus and Tritaxia.
LATE CRETACEOUS FORAMINlFERAL BIOSTRATIGRAPHY
17
S t r a t i g r a p h i c a g e : The Dicarinella concavata Zone corres­
ponds with the Coniacian (lowermost part excepted) and Earły Santonhin
(Robaszyński & Caron, 1 979). DicarinelZa primitiva (Dalbiez) occurs from
the highest part of the Marginotruncana schneegansi Zone (Late Turo­
nian - base of Coniacian) through the Dicannella concavata Zone (op.
cit.).
R e m a rk s : The Dicarinella concavata Zone is most probably re­
presented also in the Pustelnia Marl Member (Czorsztyn Succession),
though not documented by index foraminifera in the sampies elaborated
by Jednorowska (1 979). It should be mentioned that Alexandrowicz ( 1 975)
described Cqniacian planktic foraminiferai assemblages in which besides
numerous specimes of the genus Marginotruncana represented by seve­
raI species, occurred Dicarinella imbricata (Mornod), and D. pnmitiva
(Dalbi,ez) which do not pass through the Coniacian-S8JI1tonian boundary;
Marginotruncana sinuosa Porthault (
Globotruncana angusticarinata
Gandolfi) and Globotruncana linneiana (D'Orbigny) present in his as­
semblages appear in Coniacian.
=
Dicarinella asymmetrica Zone
P r i n c i p a l o c c u r r e n c e s: Foraminiferal assemblages of the Di­
carinella asymmetrica Zone are best represented (1) in a higher part of
the Macelowa Marl Member (pieniny Succession) at the type locality of
the member at Macelowa Mt (Sampies 96, 97: Birkenmajer & Jedno­
rowska, 1 984); (2) in the lower part of the Sromowce Formation (flysch)
of the Pieniny Succession at Maruszyna (Sample 1 1 1 : Birkenmajer. &
Jednorowska, 1 983b).
T Y P e a s s em b l a g e s :
(1) The foraminiferai assemblage of the upper part of the Macelowa
Marł Member (red marls with thin sandstone intercalations) contains
numerous arenaceous and calcareous benthos and much less common
calcareous plankton. The plankton is represented by zonal index Dica­
rinelZa asymmetrica (Sigal) as;rociated with infrequent marginotrunca­
nas: Marginotruncana coronata (Bolli), M. marginata (Reuss), M. para­
concavata Porthault, M. pseudolinneiana Pessagno, M. renzi (Gandolfi),
M. sigal i (Reichel) and M. sinuosa Porthault. Within the benthos, two
species of the genus Stensioeina are stratigraphically important: S. ex­
culpta exculpta {Reuss) and S. granulata granulata (Olbertz).
(2) The foraminiferal assemblage from the Sromowce Formation
(flysch) at Skrzypny Stream at Maruszyna contains a rich planktic as­
semblage with HedbergelZa flandrini Porthault, Dicarinella concavata
(Brotzen), Marginotruncana coronata (Bolli), M. marginata (Reuss), M. pa­
raconcavata Porthault, M. pseudolinneiana Pessagno, M. sinuosa Port­
hault, M . .tarfayaensis (Lehmann), moreover arenaceous benthos of the
genera Gaudryina, Tritaxia and Dorothia, calcareous benthos with the
genera Dentalina, Lenticulina, Eponides, Quadrimorphina and Gyroidinoi­
des, moreover Stensioeina exculpta exculpta (Reuss) and S. granulata
granulata (Olbertz). This assemblage is almost identical with that of
a higher part of the Macelowa Marł Member.
18
KRZYSZTOF BI,JlKENMAJER. ANTONIN� JE}DNOROWSKA
S t r a t i g r a p h i c a g e : The Dicarinella asymmetrica Zone (Taxon
Range ,Zone) represents the Santonian, its basal part excepted (Roba­
szyński & Caron, 1979).
R emark s :
(1) From the upper part of the Macelowa Marł Member of the Pie­
niny Succession near Sromowce Niżne (stratigraphically above the Grób­
ka Member) : N of Poclskalnia Góra (Samples 176, 177); S of Szewców
Gronik (Samples 155-1 57); near Sromowce Srednie - stream S of Mar­
dułowy Gronik (Samples 154, 153)-(Birkenmajer & Jednorowska, 1 984),
moreover at Skrzypny Stream, Maruszyna (Samples 1 1 4, 116, 118: Bir­
kenmajer & Jednorowska, 1 983b) come foraminiferal assemblages con­
sisting entirely or almost entirely of benthic forantinifera, with arena­
ceous ones predominant, with a negligible admixture of planktic forami­
nifera of the genus Marginotruncana. The foraminiferal association is the
same as discussed above, typical of Dicarinella asymmetrica Zone. The
arenaceous benthos includes :łirequent species ot the genera Rhabdammina,
Bathysiphon, Hyperammina and Dendrophrya, and less frequent Ammo­
discus, Glomospira, Haplophragmoides, Recurvoides, Thalmannammina,
Spiroplectammina, Trochammina, Gaudryina, Tritaxia, Uvigerinammina,
Dorothia and Goesella. The calcareous benthos includes species of the
genera Lenticulina, Marginulina, NeoflabeHina, Pseudonodosaria, Sara­
cenaria, Ramulina, Eponides, Osangularia, Gyroidinoides, Quadrimorphina
and Stensioeina.
The Santonian age of the above assemblages characterized by infre­
quent occurrence and poor state of preservation of plan'ktic
based on the presence of: two species of the g enus Stensioeina, Le. S. ex­
culpta exculpta (Reuss) and S. granulata granulata (Olbertz) which occur
in the Coniacian and Santonian but do not pass through the Santonian­
-Campanian boudary '(Triimper, 1 968) ; Tritaxia gaultina (Morozova)' and
Uvigerinammina jankoi Majzon which in the Polish Carpathians do not
occur in strata younger than Santonian (Huss, 1966; Geroch & Nowak,
1983); and GoeseHa rugosa (Hanzlikova) which appears for the first time
during the Santonian (Huss, 1966).
(2) The Dicarinella asymmetrica Zone . has also been recognized in the
lower part of the Sromowce Formation (flysch) of the Branisko Succes­
sion at LimbaI:gowy Stream (Sample 1 37 : Birkenmajer & Jednorowska,
1 983a), and at left bank of the Dunajec River at Sromowce Wyżne (Jed­
norowska, 1 981a). These assemblages are poorer than the other ones dis­
cussed above and contain more benthic foraminifera with arenaceous
forms ipredommatilng, with only single planktic species - the same as
those listed from the Skrzypny Stream assemblage (see above).
(3) The Osice Siltstone Member which forms the base of the Sro­
mowce Formation flysch yielded at Sromowce S rednie, S of Mardułowy
Gronik (Sample 1 52 ; Birkehmajer & Jednorowska, 1 984), besides infre­
quent Stensioeina exculpta exculpta (Reuss) only benthic forms of long
stratigraphic ranges. An Upper Santonian age is here suggested based
on the occurrence of S. exculpta exculpta (Reuss) (age range: Coniacian­
Santonian, Triimper, 1 968) and stratigraphic position above Macelowa
Marl Member which yielded typical assemblages -of the Dicarinella asy­
mmetrica Zone (see above).
LATE CRETACEOUS FORAMINIFERAL BIOSTRATIGRAPHY
19
{4) I n the Bukowiny Gravelstone M ember whieh represents an oli­
stostrome (submarine slump) within a middle part of the Sromowee For­
mation at Jaworki (Niedzica Sueeession) there oceur Globotruncanita
elevata (Brotzen), Diearinella eanalieulata (Reuss), Marginotruncana eo­
ronata (Bolli), M. marginata (Reuss) and M. pseudolinneiana Pessagno
(Jednorowska, 1 981 b). Diearinella eanalieulata, Marginotruneana eoronata
and M. pseudolinneiana do not pass through the Santonian-Campanian
boundary, Globotruneanita elevata oeeurs from Late Santonian (Dieari­
nella asymmetriea Zone) to Earły Campanian (Globotruneanita elevata
Zone), Marginotruncana marginata ipasse5 through the Santonian-Early
CaIIlpanian boundary (see Robaszyński et al., 1984). Thus, despite the
lack of zonal index, this assemblage has been included to the Diearinella
asymmetriea Zone (Late Santonian).
(5) In the Pustelnia Marł Member (brick-red marls) of the Czorsztyn
Succession at Czerwona Skała, Dursztyn (Sample 9: Jednorowska, 1 979),
the presence of the discussed zone is indicated by the oeeurrence of Di­
earinella asymmetriea (Sigal) (
Dicarinella earinata (Dalbiez) - see
Robaszyński & Caron, 1 979).
Alexandrowicz (1 975) in his sixth "Assemblage with Globotruneana
tricarinata" mentioned the presenee of ;'Globotruneana eoneavata earina­
ta Dalbiez" revised as Diearinella asymmetriea (Sigał) by Robaszyński
and Caron (1 979). This indicates the presence of the D. asymmetriea
Zone in his sarnpIes.
=
Globotruncanita elevata Zone
P r i n e i p a l o c e u r r e n e e s : Forarniniferal assernblages of the
Globotruncanitfl, elevata Zone are best known from: (1) an upper part
of the Sromowce Formation (flysch) of the Pieniny and Branisko Suc­
cessions at Sromowce (Jednorowska, 1 981a); (2) the Pustelnia Marł Mem­
ber of the Czorsztyn Succession at Czerwona Skała, Dursztyn {Jedno­
rowska, 1 979).
Type assemblages:
(1) The upper part of the Sromowee Formation (flysch) at Sromowce
yielded besides zonal index Globotruneanita elevata (Brotzen), Globo­
truneana area (Cushman), Stensioeina pommerana (Brotzen), Rugoglobi­
gerina pilula Belford, arenaceous forms of the genera Bathysiphon, Den­
drophrya, Saećammina, Ammodiseus, Haplophragmoides, Trochamminoi­
des, Spiroplectammina, Gaudryina, Tritaxia, Dorothia and Sphaerammina
geroehi Hanzlikova.
(2) The Globotruncanita elevata Zone in brick-red marłs of the Pus­
telnia Marł Member is eharacterized by the presence of Globotruncanita
"elevata (Brotzen), Globotruneana area (Cushman), G. bulloides Vogler,
G. linneiana (d'Orbigny) and Rosita fornicata (Plummer) .
S t r a t i g r a p h i e a g e: The Globotruneanita elevata Zone repre­
sents Early Campanian. The age-range of the zonal index is slightly lar-.
ger: from Late Santonian (Diearinella asymmetriea Zone) to Early Cam­
panian (Globotruncanita elevata Zone) - Robaszyński et al. ( 1 984).
(1) The Early Campanian age of the upper part of the Sromowce
20
KRZYSZTOF BIBKENMA.JER, ANTONINA JEIONOBOWSKA
Table 2
Stratiglraph'i.c ranges ofp1a.nlktiic foraminifera in the LaIte Cretaoeous of the PlCD!iny
KIld.� Bełt, POilamd.: KlJippen Suocessions
STAGE:
SUBSTAGE:
ZONE:
TA XON
1 ROlalipora ti cinensis IGandolfi)
Planomalino buxtorfi (GondolI;)·
,
(Corsey)
Hedbergello delrioensis
plonispiro (Toppan)
Hedbergello
5 Hedbergello simplex (Morrow)
Gubkinello graysonensis (Tappan)
Rotoliporo
openninico (Renz)
Globigerinelloides OQglelordensis (Mornemann)
Globigerinelloides bentonensis (Morrow)
10 PItIeglobctruncono stephon i (Gandoili)
Rotaliporo brotieni
Rotoliporo gandolfii Luterb.& Premoli -SilIlO
(5igoll
Roialipora micheli (50001 et Debourle)
Roiolipora reicholi (Motnodl
15 Proeglobotruncono delrioensi. (Plummerl
Rolalipora montsalvensis Mornod
Rotalipora cushmani (Morrow)
Rotaliporo greenhornensis (Mcrrow)
Proeglobolrunoona gibbo
Klaus
20 Proeglobotruncona helvetica (Bolli!
Oic.orineHa hagni IScheibnerovó)
Oicorinella imbricota (MornodJ
Mo.rginolrunc.ana
Pessagno
Whiteinello bri ltonensis (Loebl. el
25 Marginotruncana renzi (Gandolfj)
Margi notruncana 5chneegansi
Marginotruncana sigali (Re ichel)
Proegloootrunoona turonico (Sam. et Sal.)
pseudolinneiano
Toppani
(Sigal)
Proeglobotruncona biconvexo (Sol. et Sam.1
30 Marginolruncana marginata (Reussl
Mo.rginotruncana coronoto ( !=ł oili)
Oicarinella primitiva (Oalblez)
Oicarinella concavata (Brotzenl
Marginotruncana poracon(.avata Porth.
3S Marginotrunc.ana pseudolinneiana Pessagno
Marginotruncona sinuoso Porthault
Marginotruncano tartayaensis (lehmonn)
Mar ginotrunc.ona undulota (lehmonn)
Dicorinello osymmet rico (Sigol)
40 Hedbergello
fl ondrini
Porthoull
GlobotruncanitiJ. elevota (Brotzen)
Globolruncana arca (Cushmon)
Rugoglobigerina pilula Belford
Globolruncano bulloides
Vogler
45 Globotruncona linn.iona (d'Orbignyl
Rosita tornicata (Plummer )
Globot runconilo stuart i (L opporeni)
Globotruncanita stuartiformi s (Dalbiezl
MAAST­
iALB· CENOMANIAN !T��ON
I
""
I.
! ICH
IAN co"
SANTL�M?�NIA
�l. !
TlAN
IAN
.
.... '" Il: ,
"' ....
I '" l: .... i "' .l: ....
..,"..
"
" �..
"n· "
"
I-­
�
'"- l'"...
...
1
I
I
.... t
! .. ;
...
' :3"
;; 13
=-.
! �.
I-­
t-
-
-
- -
I>
"
oc:
"
...
e
"
s
"..
�
...
N
O
Z
rn
!
��-+--�= ---+--� ':-
t-
3
(Jl
-I
J>
Gl
rn
-- -r-----..;
i
I
�
H
i
,,
i
!
I,
I
�
�
-
>-->-­
>-- >-­
>-­
>-­
f-f-f->-f-�
-
-
-
j....
--f-­
1-­
I-­
I---
­
-
Formation flysch (Branisko and Pieniny Successions) is based on type
assemblage containing besides zonal index Globotruncanita elevata (Brot­
zen) three other foraminiferal species: Globotruncana arca (Cushman),
Stensioeina pommerana (Brotzen) and Rugoglobigerina pilula Belford,
all known since Early Campanian.
LATE CRETACEOUS FORAMINIFERAL BIOSTRATIGRAPHY
21
(2) The Early Campanian age o i a higher part o i the Pustelnia Marł
Member (Czorsztyn Succession: red marłs) is based on the presence of
zonal index Globotruneanita elevata (Brotzen) and associated plankton,
La. Globotruneana area (known since Early Campanian), G. bulloides,
G. linneiana and Rosita fornieata {see Tab. 2).
Globotruncana ventricosa Zone
and Globotruncanita calcarała Zone
R e m a r k s: The Globotruneana ventricosa Zone (Middle Campanian)
and the Globotruneanita ealearata Zone (Late Campanian) have not been
recognized within the Sromowce Formation flysch which is the youngest
lithostratigraphic unit oi the Pieniny, Branisko, Niedzica and Czertezik
Suocessions and the southern part of the Czorsztyn Succession. The youn­
gest planktic foraminiferal zone recognized in the Sromowce Formation
flysch . correlates with the ,Globotruneanita elevat(l. Zone of Early Cam­
panian age (see above) . There folIowed nappe folding in the central
trough of the Klippen Basin, and only the northern part of the Czorsz­
tyn Succession (ridge) remained uniolded and still submerged by the sea
which deposited red marls of the Pustelnia Marł Member (Birkenmajer,
1 977, 1 986a, b).
The youngest foraminiferai assemblages of the Pustelnia Marł Mem­
ber recognized so-far were correlated (1) with Late Campanian at Czer­
wona Skała near Dursztyn (Jednorowska, 1 979), and (2) with Early Ma­
astrichtian at Rogoźn�k Stream near Zaskale vel Szaflary (Birkenmajer &
JednQirowska, 1 976; Jedlnorowska, 1 979). The Eady MaastrichtialI1 age
of the latter is being sustain!!d (see below), while the (Middle)-Late Cam­
panian ages ręmain undocumented at present in the light of revision of
specific characterdstics and age-ranges oi the species Globotruncanita ele­
vata {Brotzen) (see Robaszyński & Caron, 1 979; Robaszyński et al., 1 984).
We calImot exclude a possi:bility that the above Middle-Late Campa­
nian zones are totally miSj>ing from the Klippen Successions, as this was
the time of the first foldihg (Ressenian phase - see Birkenmajer, 1 970,
1 986a, b) in the Pieniny Klippen Bełt of Poland. If so, a sedimentary
hiatus would be expected between red marls of the Globotruncanita ele­
vata Zone and those oi the Globotruncana falsostuarti Zone in the Pus­
telnia Mad Memlber of the OzorsztylI1 Succession (Jlorthern part of the
Czorsztyn Ridge).
Globotruncana falsostuarti Zone
P r i n c i p a l o c c u r r e n c e : The Globotruneana falsostuarti Zone
is documented in the Pustelnia Marł Member of the Czorsztyn Succession
(northern part) by two sampies (Nos 301, 302) taken at Mały Rogoźnik
Stream near Zaskale vel Szaflary (see Birkenmajer & Jednorowska, 1 976;
Jednorowska, 1 979).
T Y P e a s s e m b l a g e : The type assemblage contains, i.a.: Globo­
truncana area (Cushman), G. bulloides Vogler, Globotruneanita stuarti
(Lapparent), G. stuartiformis (Dalbiez), Rosita fornieata (Plummer) and
Heterohelix globulosa (Ehrenberg), associated with frequent arenaceous
and calcareous benthos.
KRZYSZTOF BffiKENMAJER, ANTONINA JEDNOROWSKA
S t r a t i g r a p h i e a g e : Globotruncanita stuarti (Lapparent) is re­
strieted to the Maastriehtian, Globotruncana buHoides Vogler becomes
extinet in the Earły Maastrichtian Globotruncana falsostuarti Zone (Ro­
baszyński et al., 1 984) . Thus, despite the lack of zonal index, the Glo­
b otruncana falsostuarti Zone is being here aceepted as the youngest
zone hitherto recognized in the Pustelnia Marł Member, and the Klippen
Successions as a whole.
R e m a r k s: It should be noted that "Globotruncana mayaroensis Bal­
li" has been reported from these samples in an earlier paper by Alexan­
drowicz et al. (1 962). Later revision of the specimens by both Alexandro­
wicz (1 975) and Jednorowska (Birkenmajer & Jednorowska, 1 976; Jedno­
rowska, 1 979) did not eonfirm the existenee of the Late Maastrichtian
A bathomphalus mayaroensis Zone; this was another species of Globo­
truncanidae family.
Alexandrowicz (1 975) distinguished in the Pustelnia Marl Member
his 8th "Assemblage with Globotruneana area", with G. area (Cushman),
G. fornieata Plummer, G. cf. eontusa (Cushman), Heterohelix globulosa
(Ehrenberg), Stensioeina pommerana Brotzen etc. considered by him to
be of Upper Campanian - Lower Maastrichtian age. This assemblage
correlates with our Glo'botruneana falsostuarti Zone.
STRATIGRAPHIC POSITION OF UPPER CRETACEOUS
LITHOSTRATIGRAPHIC UNITS IN THE K.LIPPEN SUCCESSIONS
The lithostratigraphic standard used for Upper Cretaceous rock-units
of the Klippen Successions is that introduced by Birkenmajer (1 977),
supplemented and slightly · modified in subsequent studies (Birkenma­
j er & Jednorowska, 1 983a, b, 1 984; Birkenmajer, 1 987). Three units of
formation rank are being used: the Jaworki Formation, the Sromowce
Formation aIJ.d the Malinowa Shale Formation (Tab. 3).
Jaworki Formation
Jaworki Marl Forma­
The Jaworki Formation (Birkenmajer, 1 987
tion, Birkenmajer, 1 977) includes eight lithostratigraphie units of mem­
ber rank developed mainly as pelagie marls and marły limestones (Nos
1-5), and as flysch-flyschoid (turbidite) deposits (Nos 6-8).
=
(1) B r y n c z k o w a M ar l M e m b e r
The Brynczkowa Marł Member (Birkenmajer, 1 977) represents the
Rotalipora apenninica (latest Albian) and the R. brotzeni (lower part of
Ear ly Cenomanian) zones in the Pieniny and Branisko successions (Bir­
kenmajer & Jednorowska, 1 983a, b, 1 984). In the Czorsztyn Succession,
it ranges upward (cf. Birkenmajer, 1 963; Alexandrowicz, 1 966; Alexandro­
wicz et al., 1 9 68b) into Middle Cenomanian, including also R. reicheli
Zone and lower part of R. cushmani Zone.
23
LATE CRETACEOUS FORAMINIFERAL BIOSTRATIGRAPHY
Ta b l e 3
Age and mutual relationship of Upper OretaceOIUll lithostra1ligraphic uaWts in the
Pieniny KlWen Bełt Ba5� Poland
A b b r e v i a t i o n s : ASB - Altana Shale Bed; LCD - Lorencowe Chert Bed; M. Sh. Mb. Malinowa Shale Member (Formatlon in the Grajcarek Unit)
P I E N I NY
SU CCESSION
S T A G E S
N
B R A N I S KO
S U C C ESSION
CAMPANIAN
asyrrm etricQ
SANTONIAN
conCQvato
CONIACIAN
sd1neegansi
TURONIAN
E
h e lvetica
o:::
o
u.
cushmani
CENOM ..I:IAN
M
E
f------JI
'"
a:
o
�
«
reichełi
brotzeni
c.. p enninica
L
ALBIAN
E-M
APTIAN
L
E
BARREMIAN
L
HAUTE RIVIAN
�
�
;,c'-ln-:::.n:;-s'-ls_-l - ,
r.5U=t"-�
,T1'1
-
� O R M AT I O N ----
-Rud:na Member
- t i c i nensis
f------iM-fT
;
"N.,.,..' - - - - - - - -K A P U S N
' ,1 :.1
ul 111
,
HAllem
LS.!;
E
L
,
E
B r o dn o
M.mb..
f.MI :::::::
E
o: istos tromes
conglomerates
& sed. - breccios
;
�
Ld
I Iysch &
Ilyschoid
development
-
��
Rudino
�
Mem ber
Brodno
M.mb.r
- - - -==.:;;;;.:: - - - - �P I E N I .NY
L I ME STONE
F O R MAT l O N
II
�
marl,
l i mestone
'I
-=-=-='
I
radiolaria
shale &
chert
_
h i a t us
(2) S k a l s k i M a r l M e m b e r
The Skalski Marl Member (Birkenmajer, 1 977) represents the R. rei­
che li and R. cushmani zones (Early Cenomanian, upper part, through
Late Cenomanian), sometimes ranging up to P. heZvetica Zone and
M. schneegansi Zone (Turonian) (cf. Birkenmajer, 1 963; Alexandrowicz,
1 966; Alexandrowicz et at, 1 968a; Birkenmajer & Jednorowska, 1 983a,
b, 1984).
(3) M a g i e r o w a M e m b e r
The Magierowa Member (Birkenmajer & Jednorowska, 1 9 84) repre­
sents the R. cushmani Zone and the P. helvetica Zone: Middle/Late
Cenomanian through Early Turonian, maybe also a lower part of the
M. schneegansi Zone (Late Turonian). This seems to be the deepest de­
velopment of organogenic facies in the Upper Cretaceous column of the
Klippen Successions, as the mernber includes (in the middle) a well
developed black radiolaria shale horizon (Altana Shale Bed. - anoxic
type event, see below).
24
(4) M a c e l
KRZYSZTOF BIRKENMAJER. ANTONINA JElDNOROWSKA .
o
wa Marl Member
The Macelowa Marł Member (Birkenmajer, 1 977) represents Earły
Turonian (P. helvetica Zone) through Late Senonian (Dicarinella asy­
mmetrica Zone) substages. The member interfingers with, or is being
replaced by, different flysch (turbidite) wedges (see Tab. 3). The prin­
cipal stratigraphic references are given in Birkenmajer ( 1 963), Alexandro­
wicz (1 966), Alexandrowicz et al. ( 1 968a, b) and Birkenmajer and Jedno­
rowska (1 983a, b, 1 984) .
(5) P u s t e l n i a M a r l M e m b e r
The Pustelnia Marl Member (Birkenmaj er, 1 977) which occurs in the
northern part of the Czorsztyn Succession (Czorsztyn Ridge) only (d.
Birkenmajer, 1 963; Alexandrowicz et al., 1 962, 1 968b) represents the
Late Cenomanian (R. cushmani Zone) through Earły Maastrichtian (G.
falsostuarti Zone) substages, with an exception of the Middle Campa­
nian (G. ventricosa Zone) ana the Upper Campanian (G. calcarata Zone)
which have not been recognized so far (d. Birkenmajer, 1 963; Alexandro­
wicz, 1 966, 1 975; Alexandrowicz et al., 1 968b; Jednorowska, 1 979). A se­
dimentary break of Middle-Upper Campanian age in these marłs, cor­
responding to nappe folding in the Klippen Bełt basin further south, is
here suggested as a :possible explanation of this apparent discontinuity.
(6) T r a w n e M e m b e r
The Trawne Member (as redefined by Birkenmajer, 1 987) represents
according to micropalaeontological investigations by Gasiński (1 983) the
Late Albian (R. subticinensis - R. ticinensis Zone) through Late Ceno­
manian (R. cushmani Zone) substages. The member forms a flysch wedge
of restricted distribution in the Bramko Succession ,which locally repla­
ces the coeval Rudina Member (upper part) of the Kapuśnica Formation,
the Brynczikowa Marl Member and the Skalski Marl Member of the Ja­
worki Formation (see Tab. 3). (7) S n e z n i c a S i l t s t o n e M e m b e r
The Sneznica Sntstone Member (see synonymy in Birkenmajer, 1 977)
occupies stratigraphic position between the R. reicheli Zone (Earły Ce­
nomanian, upper part) and the Praeglobotruncana helvetica Zone (Early
Turonian) inclusively (Birkenmajer & Jednorowska, 1 9 83a, 1 984; cf. also
Alexandrowicz, 1 966; Alexandrowicz et al., 1 968a) . This member is re­
presented by fine-grained shaly flysch wedges (submarine channels) in
marły complex (submarine carbonate platform) of the Jaworki For­
mation.
(8) G r ó b k a M e m b e r
The Gróbka Member (unit redefined by Birkenmajer & Jednorowska,
1 983a, 1 984) represents flysch (and olistostrome) wedges filling subma­
rine canyons in deep-sea carbonate platform. It represents the Turonian
LATE CRETACEOUS FORAMINIFERAL BIOSTRATIGRAPHY
25
(P. helvetica Zone) through Coniacian/Early Santonian (D. concavata
Zone) stages. The Gróbka Member either underlies the Macelowa Marł
Member (Pieniny Succession) thus being clearly part of the Jaworki
Formation (Birkenmajer & Jednorowska, 1 984), or occurs at the base of
the Sromowce Formation (Branisko Succession), in this case being part
of the latter formation (Birkenmajer & Jednorowska; 1 983a).
S r'o m o w c e F o
r
ma t io n
The Sromowce Formation {Birkenmajer, 1 977, and synonymy) is re­
presented by normal flysch (turbidite) complex which terminates the
Klippen Successions (Tab. 3). It represents the Late Santonian (D. asym­
metrica Zone) through Early Campanian (G. elevata Zone) substages in
the Pieniny Succession but may reach down to the Turonian/Coniacian
boundary (M. schneegansi Zone) in some deeper submarine canyons. The
formation includes three membres: (8) the Gróbka Member {see above),
(9) the Osice Siltstone Member, and (10) the Bukowiny Gravelstone Mem­.
��
(9) O s i c e S i l t s t o n e M e m b e r
ThEi Osice Siltstone M ember (Birkenmajer, 1 977, and synonymy) in
typical development (pieniny Succession) represents the Late Santonian
D. asymmetrica Zone. It ranges probably slightly lower down (to the
Coniaoian-Santonian boundary) in the northern part of the Klippen
Basin (Branisko-, Niedzica-, Czertezik- and southern part of the Czorsz­
tyn successions) .
(1 0) B u k o w i n y G r a v e l s t o n e M e m b e r
The Bukowiny Gravelstone Member (Birkenmajer, 1 977) forms an
olistostrome (submarine slump) horizon in the middle of the Sromowe e
Formation of the Niedzica Succession. It represents either Late Santo­
nian (G: asymmetrica Zone) or Early Campanian (G. elevata Zone) sub­
stages (Jednorowska, 1 98 1 b) .
M a l i n� w a S h a l e F o r m a t i o
n
A thin intercalation of the Malinowa Shale Formation has been dis­
tinguished in the transition zone between the Jaworki , Formation and
the Sromowce Formation in the middle part of the Czorsztyn facial zone
(Birkenmajer, 1 963, 1 977). The shales yielded microfauna indicating
a Coniacian - Santonian age (Tab. 3).
Other sampies taken in the Podubocze tectonic window near Czorsz­
tyn from below the Branisko Nappe (op. cit.) yielded Campanian micro­
faunal assemblages. Their tectonic position raises doubts: they could
belong to the Malinowa Shale Formation of the Grajcarek Unit instead
of the Czorsztyn Unit, as such situation has recently been recognized
in other tectonic wLndows neaTby (Birkenmajer, in Birkem.maj er et al.,
1 985, p. 1 27).
26
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, ANTONINA .JEDNOROWSKA
FINAL REMARK.S
The succession of Late Cretaceous plallktic foraminiferai zones in thE
Kli.ppen Basin from the Early Cenomanian Rotalipora brotzeni ZonE
through the Early Maastrichtian Globotruncanita falsostuarti Zone cor­
relates well with the international standard as proposed by RobaszyńSki
and Caron (1 979) and Robaszyński et al. '(1 984). There are two exc�­
tions: the Whiteinella archaeocretacea Zone is undistinguishable between
the R. cushmani and P. helvetica zones, and thus omitted from our sche­
mes (Tabs 2, 3), and the Globotruncana ventricosa (Middle Campanian)
and Globotruncanita calcarata (Upper Campanian) zones are probably
missing due to nappe folding at that time.
Deep-water character of pelagie foraminiferai marls and marly li­
mestones which had formed slightly above or close to the CCD surfaee
is often stressed by appearance of radiolaria-bearing cherts and dark
shales (see Tab. 3). Some of them may represent anoxic events related
to changes in depth of sea-bottom due to either teetonie or eustatie eau­
ses, and to , changes of the CCD depth in time. The frequeney of radio­
laria-bearing interealations inereases towards the Czorsztyn Ridge, thus
suggesting a possible influence of upwelling phenomena on the forma­
tion of sueh rocks.
- The best developed anoxic radiolaria-bearing horizons represented by
cherts and cherty limestones are present at the base of the Jaworki For­
mation: in the Kapuśnica Formation (A'ptian - Albian) and the Pomiedz­
nik Formation (Upper Albian). In the Brynczkowa Marl Member (Jawor­
ki Formation) there appear black shale intercalations with poorly pre­
served radiolaria.
A good key horizon of radiolaria-bearing black shales is represented
by the Altana Shale Bed, recognized within the Skalski Marł Member
(Birkenmajer, 1 977) and the Magierowa Member (Birkenmajer & Jedno­
rowska, 1 984). It occurs within the Rotalipora cushmani Zone, upper part,
and may be treated as a Late Cenortlanian ehronostratigraphie horizon
(Tab. 3: ASB).
Another radiolaria-bearing horizon described as the Lorencowe Chert
Bed within the Pustelnia Marl Member (Birkenmajer, 1 977) has also been
attributed to the Cenomanian. Its stratigraphie position has been re­
vised sinee by new determination of microfauna from associated marls
(Jednorowska, 1 979) to represent a much younger zone closer to the San­
tonian/Campanian boundary {Tab. 3: LCB).
REFEREN CES - LITERATURA
ALEXANDROWICZ, S. W., 1966. Stratygrafia śro�owej i g6rnej kiredy w polskiej
części pienińskiego pasa lSkał'kowego (St:ratigraphy of the Middle and Upper
Cretaceous in the Polis h part of the Pdendny Klippen Bełt). Zesz.
- Nauk Akad.
GÓrn.-Hutn., 157 (Rozpr. , 78): 1-142. Krak6w.
ALEXANDROWICZ, S. W., 1975.. Assemblages of Foramillli:fera and stratigraphy
of the Puchov Marls in the Polish pa�t of the PienilIly Klilppen Bełt. BulI.
Acad. Pol. Sd., Terre 23 (2) : 123-132. Varsovie.
ALEXANDROWICZ, S. W., K. BIRKENMAJER & S. GEROCH, 1962. Microfauna
and ag,e of brick-red Globotruncana marls (Puchov Marls) 'of· the P,iendny
Klippen Bełt of P,oland. BulI. Acad. Pol. Sd., geol., geogr., 10 (2) : 91-98.
Va:rsovie.
.
,
LATE CRETACEOUS FORAMINIFERAL BIOSTRATIGRAPHY
27
ALEXANDROWICZ, S. w., K. BIRKENMAJER, E. SCHEIBNER & V. SCHEIB­
NEROvA, 1 968a. Comparison of Cr eta'oooUiS stratigraphy in t he Piemiiny Klip­
pen Belt (Carpathians). I . Geosynclinal fUTI'ow. Bul L Acad. Pol.
Sci., g�l.,
'
geogr., 16 (2) : 770......84 . Varsovie.
ALEXANDROWICZ, S. W., K. BIRKENMAJER, E. SCHEIBNER & V. SCHEIB­
NEROVA, 1 968b. Comparison of Cretaceous stratigraphy in the Pieniny Klip­
pen BeIt (CarparthiiMlS). I I . Northern Ridge. Bull. Acad. Pol. Sci., gool., geogr.,
16 (2): 85-90. VaISovie.
B i RKENMAJER, K., 1963. Stratygrafia i p aleogeogra fia seriii czorsztyńskiej pi.enliń­
skdego pasa skałkowego Polski (StraJtigraphy and palaeogeography of the
C:rorsztyn Series, Pieniny Klippen Bełt, Caxpathians, Poland). Stud. Geol.
Pol., 9: 1-380. WanslZawa.
BIRK.ENMAJER, K., 1970. Prze deoceńskie struktury fałdowe w piJenińsikim pasie
skałkowym Połslki (Pre-Eocene fold structures in the Pieniny KlLppen BeIt,
Carpathians, of Pol a!l1d) . Stud. Geol. Pol., 31 : 1-77. Wa.I1SZawa.
BIRKENMAJER, K., 1977. JUTass Lc and Cretaceous lithostratigrapruc unrl.ts o,f the
Pieniny Klippen Belt, CaTPathians, Poland. Stud. GeoL Pol., 45 : 1-159. War";
szawa.
BIRKENMAJER, K. 1 986a. Stages of s1lruDtural evolut.1on of the Pienmy KhPlPen
Belt, Carpathians. Stud. Geol. Pol., 88: 7-32. Warszawa.
BIRKEN MAJER, K . 1986b. Zarys e wol u cj� geologicznej pienińskiiego pasa slkallko­
wego (Out1iJne of geo1ogi'cal evolution of the PLemny Kl'ippen Belt, CaT­
pathians). Przegl. Geol., 6: 293--304. Warszawa.
BIRKENMAJER, K., 1986c. Wprowa dzenie do problematyki zjazdowej. In: Prze­
wodnik LVII Zjazdu Pol. Tow. Geol. Pieniński pas skałkowy, 18-20.IX. 1 986
�red. K. Bilrkenma:jer & D. Poprawa), ' pp. 7-29. Kraków.
BIRKENMAJER, K., 1987. The Trawne Member (Upper Albian - Upper Ceno­
manian) - a flysch de velopment in the Bramisko Nappe, Pieniny Klippen
BeIlt, CarpathiWlS. Stud. Geol. Pol., 92: 29-40. Warszawa.
BIRKENMAJER, K. & A. JEDNOROWSKA, 1976. Doliny mastry cht jakio górna
gran!i.oa wieku pelag�cznyC'h margli otwornicowych jednostki C2lOISztyńsik:Lej,
pieniński pas sikałkowy (Lower Maastdchtian . as upper age ILmit of pel.a.giic
fO!I'am.iJniferal marlLs' Ln the Czorsztyn SuccessiLcm, Pieniny Klippen Belt, Car­
pathlians). Rocz. Pol. Tow. Geol. (AIU1. Soc. GeoJ.. Po1.) , 46 (3): 297--307.
Kraków.
BIRKENMAJER, K. 1ft A. JEDNOROWSKA, 1983a. Stratygrafia górnej kTedy płasz­
czowiny braruskiej okol ic Sromowiec Wyimych w Pie nd.nac h (Upper Creta­
oeous s,tra ti gr�hy of th e Branisko Nappe at Sromowce Wyżne, Pieniin y Klip­
pen Bert of Poland). Stud. Geol. Pol., 77: 7-26. WaTs zawa.
BIRKENMAJER, K. & A. JEDNOROWSKA, 1983b. Górna Iklreda i starszy paleogen
w MaTuszynie (pł.as:oczowina pienińsk a i łuska rnaruszyńska), piJenińsiki pas
sk ałkowy (Upper Oretaceous and Lower Palaeogene depomts at Maruszyna,
PJ eniny �ppen Belt of Poland ) . Stud. Geol. Polo, 7 7 : 27-53. Warszawa.
BIRKENMAJER, K. & A. JEDNOROWSKA, 1984. Stratygrafia górnej kredy płasz­
czow,jny pienińskiej okolic Sromowiec NiŻIlych w Pieninach (Upper Cretaceous
stratigraphy in the P,ieniiJny Nappe at Sromowce NiŻIle , Pieniny KLippen Belt,
Carpathians, Poland). Stud. Geol. Pol., 83: 25-50. Warszawa.
BIRKENMAJER, K., ed. et al., 1985. Guide to Excursion 2: Main Geotraverse ot
the Polish Carpathians.
Calrpath.-Balk. Geo1. Ass.oc., 13 Congr. (CTaoow, 1985):
.
1--188.
GASINSKI, M. A., 1983. Albian and Cenomanian pLanktic foramindferida from the
Trawne beds ' (Piieniny Kl.iJppen BeIt, PoIish Carpathians). Cret. Res., 4: 221249. London.
GEROCH, S. & W. NOWAK, 1 984. Rroposal of zonatiOOl :flor the Late Tit honian . Late Eocene, based upon aTenaceous FQraminifera from the O uter Car­
path ians , Poland. Benthos, 83 (2nd Int. Syrop.)
HUSS, F., 1966. Stratygrafia jednOSltki Węglówlci na podstawie mikrofauny (Stra­
tigraphy of the Węglówka unit in the J,ight of its microfauna). Acta Geol.
,
Pol., 7 (1): 2�9. Wars za wa .
JEDNOROWSKA, A., 1979. Mikrofauna i wiek góI1Il.Oik.redowych margli z P us telni
w pienińskim pasie . skałkowym Pol.sk.i (Microfauna and age of Upper Cre­
taceous Pustelnia Mar! Member, Pieniny Klippen BeIt of Poiand). Stud.
Geol. Pol., 6 1 : 37-76. Warszawa.
28
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, ANTONINA JEDNOROWSKA
JEDNOROWSKA, A., 1.981a. Mikrofauna i wiek fliszu formacji 19roIllowieokdej (gór­
iI1a kreda) w obszaa-ze typowym, pieniński pas skałlwwy (Mdcroiauna and
age ol the Upper Cretaceous Sromowce Forma1iion flysch in lhe type ' area,
Pieniny Klippen Belt, Carpathians). Stud. Geol. Pol., 70: 37-50. W�szawa.
JEDNOROWSKA, A., 1981b. M-ikrofa'Wla i wJek żWirowca z Bulwwm (formacja
srornowiedka, górna kreda), pieniński pas skałkowy (MicrofaWla and age
of the BukowilIly Gravelstone Mernber, Sromowce Fomnaliion, Upper Creta­
ceous, Pdeniny Klippen Belt, Carpa,thialIls). Stud. Geol. Pol., 70: 52-54. War­
szawa,
ROBASZYN'SKI, F. & M. CARON, 1979. Atlas de Foraminiferes planctoniques du
Oretace moyen (mer boreaI,e et Tethys). Cahiers Micropal., l : 7-185; 2: 9181. Paris.
ROBASZYN'SKI, F., M. CARO N, J. M. GONZALEZ DONOS O & A. A. H. WON­
DERS, 1964. Atilas of the Late Cretaceous Globotruncanicls. Rev. Micropal.,
26 (3-4) : 145-305. Paris.
SAMUEL, O. & J: SALAJ, 1962. Nove druhy foraminiifer z kriedy a paleogenu
Zapac)nych KarpAt. Geol. Pr., 62: 313-320. Bratislava.
SALAJ, J" 1980. Microbiostratigraphie du Cretace et du Paleogene de la Tunisie
septentrionale et orientale (hypostratotypes tunisiens). Inst. Geol. D. Stur,
pp. 9-238. Bratisiava.
SALAJ, J., 1984. BoUlIl.daries of Upper Creta,ceous hypas1;ra'1xltypes at the profile
Djebel Fguira 'Salah, Tunisia. BulI. Geol. Soc. Denm., 33: 199-201. Copen­
hagen.
SALAJ, J. & O. SAMUEL, 1966. Foraminifera der Westkarpaten-Kreide (Slowakei).
Geo!. Ust. D. Stura, pp. 1-191. Bratislava.
TRUMPER, E., 1968. Variatilonsstatistische Untersuchungen an der Foramin!iferen­
Gatttmg Stensioeina Brotzen. Geologie, 17 (�h. 59): 1-103. Berlin.
Krzysztof Birkenma;er i Antonina Jednorowska
BIOSTRATYGRAFIA
GORNEJ KREDY PIENI1IrSKIEGO PASA SKAŁKOWEGO
NA PODSTAWIE OTWORNIC
S tr es z czenie
W pienińsIrun pas.ie skałkowym Polslri wyrói.:niono poziomy biostratygraficzne
opieraj ą c lSIię na otwornicach planktoniC7l!1Ych. W stre:llie centralnego rowu skał­
kiowego rozpoZlllano 10 kolej ny ch poZliomów otworndcowych światowego 'sttandardu,
od późnoalbskiego poziomu Rotalipora subticinensis - R. ticinensis, po wczesno­
kampański poziom Globotruncana elevata włącznie . W stre:fiie północmego gr2)bie ­
tu - czorsztyńskiego, najmłodszym poziiomem otWlOl'lIlliCOwym jest poziJom Globo­
truncana falsostuarti (wczesny maJ,9tr ycht), natomiast nie rozpozmano tam poziomów:
środkowoikampańskiego (Globotruncana ventricosa) i p6źnakampańskiego (Globo­
truncanita calcarata).
>. .'1
Instytut Nauk Geologicznych
Polskiej Akademii Nauk,
Pracownia Tektoniki Karpat,
ul. Senacka 3, 31-002 Kraków
S T U D I A
G E O L O G I C A
P O L O N I C A
Vol. XCII, Warszawa 1987
Budowa geologłczna płenłń8lcłego paaa 8lcatlcowego
Pod ndalccjq
K.
BłTlcenmajeTa
CZ,. VII
KRZYSZTOF BIRKENMAJERl
THE TRAWNE MEMBER (UPPER ALBIAN - UPPER
CENOMANIAN) - A FLYSCH DEVELOPMENT IN THE BRANISKO
NAPPE, PIENINY KLIPPEN BELT, CARPATHIANS z
(Figs 1-5; Tabs 1-3)
Abstract
The Trawne Member (Opper Albian - Upper CenOlDalll.ia.n) rep!"esents a shaly
:flysch development which substitutes mady development (rnainJ.y Bryru:zkowa Mad
Member) w.ithin the basal part of the Upper Cretaceous Jaworki FormatOOn (Ja­
worki M arł Formation of Birkenmajer, 1977. here revised) of the Branisko Nappe,
in the Pieniny KHppen Bełt west of Nowy Targ, in Poland. The Trawne Member
is underłain by the Rudina Member (Opper Albian) od: the Kapuśnica Formation,
and overlain by the Snemica Siltstone Member (Upper Cenom.anian - Lower Tu­
ronian) and the sUl;<:eedizng Macelowa Marł Mem,ber (TUIlonian - ?Coniaoian) .
The paper presents a revision of the unit knOWll1 sa-far under an :informal
lithostratigraphic name "the Trawne beds" and formalizes the new unit as the
Trawne Member, basał part o f the Jaworki Formation.
INTRODUCTION
The aim of the present paper is to revise stratigraphic-tectonic posi­
tion and to formalize as the Trawne Member a lithostratigraphic unit
known so-far as the '!Trawne beds" '(Blaicher & Sikora, 1 972; Golonka &
Sikora , 1 98 1 ; Gasiński, 1 9 8 1 , 1 983, 1 984).
TRAWNE MEMBER: DESCRIPTION OF NEW LITHOSTRA TIGRAPHIC UNIT
. The Trawne Member is here distinguished as a basal lithostratigrap­
hic unit . of the Jaworki Formation (Jaworki Marl Formation - Birken1 Institute of Geo1ogica1 S ciences of the Polish Academy of Sciences, Car­
pathian Tectonics Laborator y ul. Senacka 3, 31-002 Kraków (Poland).
2 Manuscript received April 30, 1986. Research-Project CPBP-03.04 of the Po­
ł,is h Academy of Sciences.
,
30
KRZYSZTOF BIRKENMAJER
majer, 1 977) in a variety of the Branisko Nappe tO the west of Nowy
Targ, in the Pieniny Klippen Bełt, Carpathians (Polish sector).
J a worki F o r m a t ion
(name revised)
The Jaworki Marl Formation has been distinguished by Birkenmajer
( 1 977) as a predominantly marly complex of the Upper Cretaceous pe­
lagic deposits of the 'Pieniny Kli,ppen Bełt, with only subordinate flysch­
-flyschoid wedges. The main flysch development, partly coeval with
the Jaworki Marł Formation, but / mainly post-dating it - has been dis­
tinguished as the Sromowce Formation (op. cit.). Detailed stratigraphic
and micropalaeontologic work which followed has shown that there are
several flysch-flyschoid wedges within the marły complex of the Jaworki
Marł Formation, with different stratigraphic position in different pala­
eofacial zones of the Klippen Basin: (1) the Trawne Member (see below:
Upper Albian - Upper Cenomanian; Gasiński, 1 983, 1 984) ; (2) the Snez­
nica Siltstone Member (Lower Cenomanian - Lower Turonian; Birken­
majer & Jednorowska, 1 983, 1 984); (3) the Gróbka Member (Turonian ­
- Coniacian; Birkenmajer & Jed.norowska, 1 983, 1 984). In the middle
and southern palaeofacial zones of the Klippen Basin, these flysch-flys­
choid wedges may account for up to about 30-50 per cent of the total
thickness of the Jaworki Marl Formation. It was found therefore j usti­
fied to shorten the original name "Jaworki Marl Formation " to J a w o r­
k i F o r m a t i o n, as proposed here.
Trawne Memb e r
(new name)
H i s t O t y: This unit has been first described by . Blaicher and Sikora
( 1 972) as the "Trawne beds" {"warstwy z Trawnego
iJn Polrish) , and
attributed to the Albian of the "Złatne Succession " as distinguished by
Sikora (1 971). The' authors stressed flysch character of the unit: fine­
-grained, strongly calcareous, fine- and medium-bedded (2-20 cm) sand­
stones and hard mud.stones rich in bioglyphs, ałternating with grey and
greenish-grey marly shales (ratio of sandstones to shales
1 : 1). The
sediments included also conglomeratic sandstones and conglomerates
(30-80 cm thick) with fragments of metamorphic rocks, porphyries,
cherts and quartzites. Thick-bedded (up to 1 .5 m) fine-grained calca­
reous sandstone intercalations with carbonized plant detritus have been
found here and there. A similar characteristics is also given by Golonka
and Sikora (1 981), with some minor changes as refers to the lower boun.,.
dary of the unit (see under: boundaries).
Birkenmajer (1 977, p. 1 05) stated that a flysch (flyschoid) facies with
" and Sikora ( 1 972) from the
Albian microfauna, described by Blaicher
area between Stare Bystre and Maruszyna as the "Trawńe beds", may
represent a facial variety of the Rudina Member" (upper part of the Ka­
puŚlniCa Formation), while Sikora's "Złatne Succession" did not seem ba­
sed on adequate geological evidence, and included lithostratigraphical
units belongmg to other, earller defined successions (Birkenmajer, 1 97 7,
p. 1 1 ). The zone of occurrence of the "TralWll e beds" was the same as
-
=
THE TRAWNE MEMBER
31
that of the Branisko Nappe, as shown on geological maps by Birken­
majer (1 959, 1 977, Fig. 3, 1 979).
Fig. 1
Key map to show posi1liton ol the Pieniny Kl:iJppen Bełt (in black) im the Car­
pathians
Retangle denotes the study area
Gasiński ( 1 98 1 , 1 983, 1 984) gave a detailed micropalaeontological cha­
racteristics of the "Trawne beds" and established their uppermost Al­
bian through Upper Cenomanian age in type sections (at the Trawne,
Pasieczny and Szeligowy streams).
Birkenmajer (1 986), Gasiński (1 986), Krawczyk and Słomka (1 986) and
Obermajer (1 986) gave a summary of lithologic, tectonic and stratigrap­
hic data for the section at Pasieczny Stream, treating the Trawne Mem­
ber as a lithostratigraphic unit within the Branisko Nappe.
N a m e : After Trawne Stream between Rogoźnik and Maruszyna,
west of Nowy Targ, Pieniny Klippen Belt in Poland (Figs 1, 2), here
formalized as the T r a w n e M e m b e r after informai name "Trawne
beds", as introduced by Blaicher and Sikora ( 1 972) and used since then
by Golonka and Sikora (1 981) and Gasiński (1981, 1 983, 1 984). The li­
thostratigraphic content of the Trawne Member is revised here (see
below).
T y P e a r e a : The type area of occurrence is in a bełt between
Babiarzowy Stream and Szeligowy Stream (Fig. 2) south-west of Nowy
Targ (west of Szaflary - see Gasiński, 1 984, Fig. 2), represented by
the Branisko Nappe (Birkenmajer, 1959, 1 977, Fig. 3, 1 979), with two
main sections illustrated by Gasiński (1 983, 1 984) and Golonka and Si­
kora ( 1 981): (1) at Pasieczny Stream and (2) at Trawne Stream (Fig. 2).
No type section within the Trawne Stream is designated here as the
sections of the "Trawne beds" given by Gasiński (op. cit.) are poor and
show strong tectonic complications not recognized by this author.
er
1
I
2:
3:
o'
:
:
4 km
I
�8
1IIIIIDJl 9
Fig. 2
Location of the main outcrops of the Trawne Member (A: 1-4, after Gasińsk,i,
1 983) and geoLog.iJcal map of the area
l - main transversal faults; 2 - northern and southern boundary faults of the Pieniny
Kllppen Belt; 3 - fresh-water Neogene cover; 4 - Magura Palaeogene; 5 - Podhale Palaeo­
gene; 8 - Jarmuta Formatlon (Upper Cretaceous mantle of the Kllppen Belt); 7 - Graj­
carek Unit; B
- Czorsztyn Unit;
II - Bran1sko Nappe; 10 - Pieniny Nappe; JJ
Scale; p - pasieczny stream section; T - Trawne Stream sectlon
-
Muuazyna
THE TRAWNE
MElIIBEB
T h i c k n e s s : Not established with
precision because of tectonic complications.
Thicknesses of 1 0-1 5 m as Qbserved
at Pasieczny Stream (Figs 3, 4, 5C) are
minimum values.
Dominant
l it hO l o gy :
The
Trawne Member typically consists of grey,
bluish and greenish spotty marły shales
with sandstone intercalations, passing to
shaly flysch (turbidite) sediments. Their
marły-shaly components combine lithologi­
cal characteristics of the Rudina Member
(upper part of the Kapuśnica Formation ­
see Birkenmajer, 1 977) and the Brynczk.o­
wa Marl Member (lower part of the Ja­
worki Formation - Birkenmajer, 1 977).
In the principa[ reference rection at Pa­
siecmy Stream (F1igs 3, 4), the Trawne MembeT
averlies clireotly and without break in sedi­
mentation the R u d i fi a M e m b e r (ca 3.8 m
thick) wmch consists of grey-green, olive-green
and olive-grey marly 'shales often with black
spot1s and bands, alternating wi th grey-green
spotty marls which become slightly arenacoous'
upwards. This part of the sectLon has bean m­
cluded to the "'I1rawne beds" by Gas:iński (1983,
Fig. 3, 1 984, Fig. 3) and to the Trawne Member
by Birkerunajer et al., 1986).
33
m
2
z
....
�
::o:
CI::
o
U.
::;:
CI::
o
3':
�
-,
Q
z
....
�
::o:
CI::
o
U.
�
U
Z
.",
::::>
D..
�
a:
w
CD
::f
w
::E
w
z
�
oC(
a:
>-
6
5
a:
w
dl
::f
w
::f
<f
Z
-
o
:::>
a:
l
The T l' a w n e M e m b e r (minimum
8-1 0 m thick) in the Pasieczny Stream
section begins włth a 30-cm thick band
Fig. 3
of gravelly mudstone with exotic frag­ Lithologic column of the Trawne
ments (from several mm to several cm Member at Pasiecmy Stream (af­
er Krawczyk & Słomka, 1986;
in diameter) of dolostone, sandstone and tlithostratigraphic
units after the
crystalline rocks. This is the base of a
present revrlsion)
flyschoid oomplex (shaly flysch) which J - gravelly mudstone; 2 - sand­
consists of grey-green and grey to bluish stone; 3 - marly shale (olten with
marly shales alternating with fine-grained intercalatlons and lenses ot sandsto.
ne and sllstone); 4 - marl
turbidite sandstones 1 3 cm to more than
50 cm thick. Graded bedding and current
ripples have been observed in the samdstone layers. Fine flute casts ilndicate a westward tra�rt, trace fossils
(e.g. Sabularia) are frequent {see descriJptiO'l1 of 1ithology by Krawczyk &
Słomka, 1 986).
B o u n d a l' i e s : LoweT boundary represents a passage from the Ru­
dina Member to the Trawne Member, iln the principal reference section
placed at the base of gravelly mudstone {;lO cm thick) - Figs 3, 4, 5C.
. The Rudina Member in this section · represents Upper Albian Rotalipora SIL b­
ticinensis - R. ticinensis Zone (Gasiński, 1983). There is a tecooruc contact of the
Rudina Member with the Pieruny Limestone FormatiJOn, and the Brodno Member
Oower unit of the Kapuśnica Format i on) is here missmg.
The uppermost part of the Pieniny Limesoone Formation (grey cherty lime­
stone) yie1ded numerous stomiosphaerids Colomisphaera 1Jogleri (Bona) and C. he-
34
KRZYSZTOF BIRKENlI4AJER
�
m
5.0
4.0
l.O
2.0
1.0
0.0
c:
a
,'c
a
R. reicheli -
E
o
R.greer:hornensis
c:
.,
U
Q.
"f­
ai
I
I
I
����� 3C
?
e,hinafa
( vogleri)
?
a
>
I
3b
CalpionellidC1l!!
ma/mica
15::':5==T-:":t--i t ; t h o n i c a
' 'j
'"
0.5
0.0
r:::
o
.c
--'
i=,
3
-
pulla
a
I
.§
'"
..:.
x
O
Frequen c\',:
I
I
a b u ndant
frequent
rore
�;�_ :j
r a d i o l a r i te
E.ii
l i mestone
cher ty
l i mestone
Fig.
4
fi��E
shale, marl
sandstone
Lithostratigraphic column of the Branisko Nappe at Pasieczny Stream (after Gasiński, 1986 and Obermajer, 1986, modJ.fied)
l - CzaJakowa Rad10larlte rormatlon; , - Upezar Llmestone Kember (Czoratyn Llmestone
Formatlon); 3a-c - Plen1D;y Llmestone Formatlon; • - tectoD1c blatus (lack ot Ule Brodno
Kambar ot the Kapuśruca Formatlon); • - Rud1na Member (upper part ot Ule KapuśD1ca
Formatlon) ; 8 - Trawne Kember (Jaworld Formatlon) ; H - Hedbergetl4l; T - Tłcłnetta; R. ­
Rotc&lłpora; Pg. - Praegtobo&nlRCClna; P. - P14nomałł1lCl; Col. - COtomłlphGera; Sł. - Stomła.pIa4eTa; Cd. ' - CIIdolłna; CR. - CarpUtomw.phclerCl
TBE
TRAWNlI:
MEMBEB
N
s
Trawne
�1 � 2
0
2
4
6
8
35
SE
200m
Member
s
N
10m
I
\
\
\
\.
\
\
\
o
,
FIg. Ił
2
\
\
3
,
', .... / I
I
/
/
I
/
I
/
I
/
I
I
SS EjSSW/NNE
I
4
the Trawne Member at Trawne Stream (after GasffIak:l, 1983, 1984).
New II!.thostrątigraphic ionterpreta.tion by the present autMlr
l - radlolar1ts; , - WD_OIlU; 3 - a8l1dstollu lII1d IIl1t11toIlS; • - abalu lII1d marla (blue);
II - shale8 all4 marla (red); , - Quaterl1U7 ·cover
Exposures
of
36
KRZYSZTOF BIRKENMAJER
liosphaera (Vogler) and in:frequent Stomiosphaera echinata Nowak, which may
indicate an Upper Valaingin.ian - HauteriViian age of this part of the liime!s<toe.
n
The topmost part of the limestone yielded here frequent Colomisphaera gigantea
(Borza) and Lnfrequent C. tenuis (Nagy), moreover indeterminable :fragments of
foramindfera (Fdg. 4). The upper limit of tectoni:cally reduced Pieniny Limestone
Formation ID the Pasieczny Stream secmon probably corr elate8 with the Barre mian
(1) or Aptian (?) (Obermajer, 1986).
Upper boundary. The upper boundary has nowhere been recognized
with precision and is mainly tectonic against different rock-units. It
seems that· there should be a passage between flysch development of the
Trawne Member and the flysch development (shaly flysch) of the Snez­
nica Siltstone Member (Upper Cenomanian - Lower Turonian). The
latter member was incorrectly included to the " Trawne beds" by Ga­
siński ( 1 983, 1 984) at Trawne Stream, who likewise did not recognize
the next member of the Jaworki Formation - represented there by
the Macelowa Marł Member (see reinterpretation by the present author
in Fig. 5C and Tab. 3).
G e o l o g i c a l a g e : The geological age of the Trawne Member
as defined in this paper corresponds to the uppermost Albian through
Upper Cenomanian (the data are from Gasiński, 1 983, 1 984, reinterpreted
Table l
Standard and local biostra1ligraphic wnation of Late
Albian thr.ough TW'onian, based on planktk :lioramiln[fera
I(Gasdński, 1983, Fdg. 15)
Robaszyński & C a ron
( 1 979 )
�
§
�
----i ] � I
I
Praeglob otr uncana
e t ca_
h e lv__
I-__
__
archueoc r E tacea
tr----------i
,�
c
o
::J
- Rota l i pora
:3
cushm an i
'O
,-
E � I-----i
o - Rotalipora
; , re ich e l i ___�
______
(J
&; '-
�
...J
�
_
_
r--- Whltel nel l a
c
§ '
Rotal ipora
brotzeni
Rotal ipora
a pe n n i nica
( 1 983)
p h e lvetica
!
c
o
. _
o
E
c
o
c
QI
U
c
r-------i ' �
Rot a l i pora
f
sub t i c i nensi s ­
t i ci nensis
G a s i ńsk i
�
g
r--
R . c u s h rn a n i
u
� �-------�
Gl
';:E
�
�
o
...J
R. reiche l i - R . greenhornensis
R. a p e n n i ni c a
p b >Jxtorfi - R .apen nin ica
c f-------::_�
§
g
R .t i c i n e n s i s - F'. b ux t or f i
�>
�+----------�
« 8.
:3-
R . subti ci nensi s - R .t icinensis
37
THE TRAWNE lIIEMBER
Table 2
B'lOStratii�phic ZOIIaItion of 1lhe RudiIlla Member and TraW111e Member at Pasieczny
Strearn. After Gasi.ńskJ. (1983, Fig. 11), lithos1lratigraiPhlk interp:reta.rtron by the
prelSJent author
Pa
..,..
..
..
E
----
Pa - 1 1 '
Pa
Pa
Pa
Pa
20
Pa
Pa
Pa Pa
Pa
Pa
Pa
Pa Pa -
Pa
17
15
14'
14
7
6
5
4
3
2
1
la
I:
II
! II
I
i :
o
Pa
!
16
10
I�
�
- 18
Pa Pa
10'
ZONES
II
li
: II
: l�
Pa
R u dina
M em ber
11
Pa - 19
c
...
21
�
II
:
I
R . r e i c.heli - R.gr.enharnensis
I
,
�
� �
:
I
! : :
I
!
I
II
: i l
1 :1
I:
I
II
I
( G a s i ń s k i , 1 983
,,
I
c.'
I
I �I
I ii
l:
II
cfl I I I
II
II
II
I
I
I
I
i
l!
l
II
II
dl I I I
:
:fl
R . Q p e n n i nic Q
�
I
p bu:rtorti - R . Q p e n n inica
R t i c inensis
-
P b U lC torfi
R.subl icinensis - R licin,nsi s
�
�
!�
.�
ł
by the present author - see Figs 3-5, Tabs 2, 3) . The following planktic
foraminiferal zones have been recognized (op. cit.): (1) Rotalipora subtici­
nensis - R. ticinensis Zone, upper part (Late Albian
Vraconian); (2)
R. apenninica Zone (latest Albian
latest Vraoonian); (3) R. brotzeni
Zone (Early Cenomanian, lower part); (4) R. reicheli Zone (boundary of
Early and Middle Cenomanian) ; (5) R. cushmani Zone (Middle Cenoma­
nian, higher part - Late Cenomanian), according to international stan­
dal'd (Robaszyński & Caron, 1 979). Local standard based on the Trawne
Member and associated lithostratigraphic units has been presented by
Gasiński (Tab. 1).
=
=
D i s t r i b u t i o n : The Trawne Member occurs in the western part
of the Pieniny Klippen Belt of Poland between Babiarzowy Stream ąnd
Szeligowy Stream, SW of Nowy Targ (Fig. 2A), its major sections being
at Pasieczny Stream and Trawne Stream. The member occurs in thę
Branisko Succession (Nappe), in which it substitutes the Brynczkowa
38
KRZYSZTOF BIRKENMAJER
Table 3
BiIoswatigraphic zonation of the Kapuśnica Formation (Rudina Membm) and the
Jaworki Formation (Trawne Member, Sne!nica SUtstone Member and Macelowa
Mul Membet") at Trawne Stream. After Gasiński (1983, ng. 14), lithostJ:afligraphic
interpretation by thie present author
�
:I:
a.. z
« o n:: l- Q;
Cl
« Q.
;:: I- o
« UJ Q.
n:: n::
I- c.... . �
Vl n:: .c
o UJ I:I: I- I-'
Z
-
�
4i
o
.Cl
Qi - E
u
o ;; Gl
o
:::Ł
:::Ł
11
:::Ł
E
.Cl
:::Ł '
.-
Z
Gl
o
o
�
-
Vi
o
.Cl
c:
.N
Gl
c:
Vl
�
o
I=-
- 12
Tr
- 19
-
Tr
- 16
Tr
Tr
Tr
Tr
Tr
- 1/79
-
2
3
Tr
- 15
Tr
- 1 4'
Tr
- 1 3'
- 14
Vl
Tr
E
Rudina Mb
I
I
I
I
I
I
Tr - 2/79
E
.-
:;;
I II
9
Tr - 1 7
Tr
- 4
Tr
- 20
- 8
I
I
I
I'
II
'.
I
I
I
I
I
I
I
I
Il ll
'II
,
I
,
I
I :
I I II
, I II I
, I
, : , , I
, I
I ,
I '
I
'II
: :
II
,
I
cli
I,
5
-
Tr · - 1 3
.Cl
Gl
:::Ł
18
Tr
Tr
u
.-
Gl
c:
Tr
,
I
I
IIIII
cli III
,[1
cli I I I , I
I I
I
I
II
II I
:cf II '
I'
I I
I
I
P' h e l y e t i c a
I
I
I
I
I
I '
,
1
, 1
R.
I
I
c u sh m a n i
I I
I I :
I
,
, I
: II I
, , , I
Tr - 21
I
I
I , , I ,
I II
I '
Tr - 22
,.
I
H-++H R . rei c h e l i ' +-�+
�+-Ił-H+T+ł
�+!+!I l +Y*4+
i---.!'-!-�
I
c1
Tr - 23
'
I
I
:
+_H-t--1 R . g r e e n h or n e n ·si s
-trH
,...
+_
1
1
1
'_'+'
tłt
�
-ttłt
>-t+
- !-t+ty
-t:
t--:-:-----="'I -łt-I
Tr
- 11
Tr
- la
' II
I
I II III1III I IIII I
I
lTURONW4
=
I
I
I
I
,
983 )
•
I II II
I
I G a sińsk i, l
•
,I
cl ld
ZONES
I
o.
a.
:::>
-
.!
"O
"O
�
z
z
«
z
o
z
w
u
Z
R. subticinensis -R . ticinensi U.ALBIAN
Marl Member . (Upper Albian - Lower Cenomańian) and the Skalski
Marł Member (Lower Cenomanian, u:pper part, through Upper Cenoma­
nian) - see Birkenmajer and Jednorowska ( 1 987).
E q u i v a l e n t s : "Trawne beds" (partim) of Blaicher and Sikora
(1 972), Golonka 8(ll'd Sikora ( 1 981) and Gasiński {1 981 , 1 983, 1 984), ex­
clusively of those units which have been separated as the- Rudina Mem­
ber, Sneznica Siltstone Member and Macelowa Marl Member (see Figs
3-5); Trawne Member (partim) of Birkenmaj er et al. (1 986) exclusively
of the bottom part here separated as the Rudina Member (see Figs 3, 4) .
39
THE TRAWNE lI4EMBER
REFERENCES - LITERATURA
BIRKENMAJER, K., 1959. Przekroje geologiczne przez Polskę: Pieniny. Wyd. Geol.
Wars�wa, pp. 1-20.
BIRKENMAJER, K., 1977. Jurassi:c and Cretaceous lithostratigrapruc u.m1:s o f the
�eniny KJippen Bełt, Carpathians, Poland. Stud. Geol. Pol., 45 : 1-159. War­
szawa.
BIRKENMAJER, K., 1979. Przewodnik geologiczny po pienińskim pasie skalkowym:
1-236. Wyd. Geol. Warszawa.
BIRKENMAJER, K., 1986. Wycieczka A: 5. Potok Pasieczny, 5A: Rogoźndk - Po­
tok Pasieczny. Przew. 57 Zjazdu Pol. Tow. Geol. Pieniński pas skalkowy, 1820.IX.1986 (red. K. BiTkenanajer & D. Poprawa). Kraków.
BIRKENMAJER, K. & A. JEDNOROWSKA, 1987. Late Cretaceous iloramilniiieral
biOl9tratigraphy of the P ieniny Klipp en Belt (CarpathiaDS, PolaOO). Stud. Geol.
Pol., 92: 7-2.8. Warszawa.
BIRKENMAJER, K;, M. A GASINSKI, A. J. KRAWCZYK, M. OBERMAJER
& T. SŁOMKA, 1986. Wycieczka A: 5. Potok Pasieczny. PTzew. 57 Zjazdu PoJ.
Tow. Geol. Pieniński pas skalkowy, 18-20.IX.1986 (red. K. BLtkenmajer &
D. PQPrawa). Krak ów.
\
BLAICHER, J. & W. SIKORA, 1972. O nowej fliszowej facji albu iW piendńskim
pasie skałikowym PolSlkL Kwart. Geol., 16 (4) : 1067-1068. Warszawa.
GASINSKI, M. A., 1981. Stratygrafia warstw z 'I1rawnego w profilu �otoku Szeli­
gowego na podstawie mikrofauny. Pieniń5ikii pas Skałkowy (The stratigraphy
of Trawne Beds ilI1 the profile of Potok SzeHgawy based on microfauna. The
Pieniny Kli,pp en Belt, Polis h Carpathians). Biul. Inst. Geol., 331 : 165-172.
Warszawa.
GASINSKI, M. A., 1983. Albiam and CenomaI1li.an planktic foraminiferida from the
Trawne beds (Plien:iny Kl,ippen Bełt, P'olish Carpathians). CTet. Res., 4: 221249. London.
GASINSKI, M. A., 1984. S elect ed benthic foraminiferida from the so-called Trawne
beds (pieniny Klippen Belt, Połish Carpathians ) . Stud. Geol. Pol., 83 : 51-65.
Warszawa.
GASINSKI, M. A., 1986. W)'1cieczka A: 5. Potok Pasieczny, 5C: Mik ro fa u.na ogniwa
z Trawnego . Przew. 57 Zjazdu Pol. Tow. Geol. Pieniński pas skalkowy, 1 8-20.
IX.1986 (red. K. BLrkenmajer & D. Poprawa). Kraków.
GOLONKA, J. & W. SIKORA, 1981. M ikrofacje ścieruonych sedymentacyjnie -utwo­
rów jury i kredy dolne j pienińskiego pasa Skałkowego w Polsce (MiNofa­
cies of the JurasSic and Lower Cretaceous ISIedimentarily th,inned deposits
of the Pieniny Klippen Bełt ilI1 Paland). Biul. Inst. Geol., 331: 7-37. War­
s zarwa
KRAWCZYK, A. J. & T. SŁOMKA, 1986. Wycieczka A: 5. Potok Pasieczny, 5D:
Ch8["akterystyka sed)'1IDentologiczna o gniwa z Tra wnego. Przew. 57 Zjazdu
Pol. Tow. Geol. Pieniński pas skałkowy, 1 8-20.IX.1986 (red. K. Birlteruna­
jer & D. Poprawa). Kraków.
OBERMAJER, M., 1986. WyCieczka A : 5. Potok Pasieczny, 5 B : Zespoły mikroor­
_
.
ganizmów i wiek wapienia pienińskiego. PTzew. 57 Zjazdu Pol. Tow. Geol.
Pienińsk i pas Skałkowy. 18-20.IX.1986 (red: K. Birkenmajer & D. Poprawa).
Krak ów .
ROBASZYNSKI, F. & M. CARON, 1979. Atlas de ForamLniferes plandon.iques d'll
Cretace moyen (mer boreale et Tet hys ) . Cahiers MiCTopal., 1 : 7-185; 2:
9-181. Paris.
SIKORA, W., 1971. rn!erk tektogeneza peninskoj utiosovoj zony v pol §e v svete
novych geologil!eski'Ch dannych. Rocz. Pol. Tow. Geol. (Ann. Soc. Geo1. POił.),
41 (2) : 221-239. Kraków.
40
KRZYSZTOF BIRKENMAJER
Kf'Zllsztof BiTkenmajeT
FLISZOWE OGNIWO Z TRAWNEGO (ALB GORNY - CEl'l'OMAN GORNY)
W PŁASZCZOWINIE BRANISKlEJ, PIENIŃSKI PAS SKAŁKOWY
Stresz czenie
QeniiWlO z Trawnego (alb górny - oenoman górny) pnedstaWlia rozwój osadów
łupiklowego fliszu, które zastępują OiSaIdy IIUIl"gli (głównie ogndwo margli z Bryncz­
kowej) w dolnej części formacji z JaWlOl"ek (formacji margli z Jaworek - Birken­
majer, 1977) w płaszczowiJn.ie branis'lciej pienińskiego pasa skałkowego na zachód
od Nowego Targu. Poniżej ogniwa z Tmwnego występuje ogniwo rudińskIie (aIlb
górny) :Ilonnacj i z KapuśIl!icy, natomiast powyżej ogniwa z Trawnego - ogniwo
mułowców śnieżnioltich (cenoman górny - turon dolny) 'i ogni'Wo margli z Ma­
celowej (turon - ?koniak) formacji z Jaworek.
W artykule dokonano rewizji jednostki litostratygrafiicznej ZII1anej dotychczas
pOd n:ie:llorma1ną nazwą ..wustw z Trawnego" (ma!icher & Sikora, 1972), wyróż­
mając ją formaJLnie jako ogniwo z Trawnego (qg) w dolnej części formacji z Ja­
worek (fIn).
Instytut Nauk Geologicznych
Polskiej Akademii Nauk, Pf'acownia
Tektoniki KaTpat, ul. Senacka, 3,
31-002 KTak6w
S T U D I A
G E a L a G I cA
Pa L a N I C A
Vol. XCII, Warszawa 1987
Budowa geologłczna płenłńsldego paaa SJcalJca1D8g0
Pod nda1ccjq K. mrlcenmaj8l'a
Cz. VII
M A R EK O BE R M A J E R I
WSTĘPNA ANALIZA MIKROPALEONTOLOGICZNA FORMACJI
WAPIENIA PIENIŃSKIEGO (TYTON - BARREM)
W POLSKIEJ CZĘSCI PIENI ŃSKIEGO PASA SKAŁKOWEGO 3
Preliminary micropalaeontological study ot the Pieniny Limestone
Formation (Tithonian - Barremian) in the Pieniny Klippen Belt
(Carpathians, Poland)
(F'ig. 1-4; Tab. I-IV)
Streszczenie
W pracy scha,rakł.eryzowaiIlO wstępnie zespoły milkroorgani:z:mów wyIsItępujących
w próbkach pobraJlych z fIormacji wapienia pienińskiego w polskiej części pieniń­
sk,iego pasa skałkowego. W przedzJiale Wiekowym górny tytan
górny walalIlŻyn
wYl1"óŻlDiono 5 po:z:iomów kalpionellowych i l pozJiom stomiosferydowy. W części
wyższej formacji wapienia pienińs!kJiego zaObserWlowaIllO masowe występowarue or­
gam�ów z rodzaju Nannoconus oraz znaC7lIle zubożende w inne grupy mikro­
OII'gandzmÓw. Przeprowadrzono próbę lrorelacjd baclanY'Ch profili
-
WSTĘP
Przedmiotem mmeJszego artykułu j est wstępny opis mikropaleonto­
logiczny i biostratygraficzny formacji wapienia pienińskiego (Birkenma­
jer, 1 97 7), jak też próba sprecyzowania wieku j ego dolnej i górnej gra­
nicy w polskiej części pienińskiego pasa skałkowego. Wiek dolnej gra­
nicy przyjmowany jest w różnych sukcesjach skałkowych jako tyton (lub
górny kimeryd) lub walanżyn - hoteryw (Birkenmajer, 1 977), natomiast
Wiek górnej granicy jest dyskusyjny: barrem - apt (Birkenmajer, 1 977,
f979) lub nawet alb (Golonko & SikOlra, 1 981).
Artykuł napisano opierając się na opracowaniu mikroorganizmów na­
leżących głównie do Calpionellidae i Stomiosphaeridae (Stomiosphaera,
Colomisphaera). Opisywano je od dawna z utworów górno jurajskich i dol1 Instytut Nauk Geologicznych Polskiej Akademii Nauk, Pracownia Tektondki
Karpat, uil. Senacka 3, 31-002 Kraków.
I Rę1ropjs wpłynął do Redakcji 2 kwliefmiia 1985 r.
42
MAREK OBERMAJER
nokredowych polskiej części pienińskiego pasa skałkowego. Birkenmajer
( 1 953, 1 954, 1 958, 1 963) wyróżnił w wapieniu rogowcowym należącym
do j ednostki braniskiej dwa zespoły mikroorga�izmów: niższy z Calpio­
nella alpina Lorenz, C. elliptica Cadisch, Globochaete alpina Lombard
i Radiolaria oraz wyższy z Calpionella alpina Lorenz C. elliptica Cadisch,
C . undelloides Colom, Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Filipescu),
Radiolaria i Globochaete alpina Lombard.
Birkenmajer i Gąsiorowski (1 962) z wapienia rogowcowego w profilu
Łysonki (jednostka braniska) opisali wkładkę czerwonych margli (wars­
twa margli z Łysonki - Birkenmajer, 1 977). W części wapienia wystę­
pującej poniżej margli wyróżnili dwa zespoły mikroorganizmów: niższy
z Calpionella alpina Lorenz, C. elliptica Cad.isch, Calpionellites darderi
(Colom), Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Filipescu), T. cadischia­
na Colom, Stomiosphaera sp., Globochaete alpina Lombard, Nannoconus
sp. oraz wyższy z Calpionellopsis simplex (Colom), Calpionellites neoco­
miensis Colom, Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Filipescu), T. ca­
dischiana Colom, Cadosina fusca Wanner i Nannoconus sp. W warstwie
margli stwierdzony został następujący zespół rnikroorgrunizmów: Calpio­
nellopsis simplex (Colom), Calpionellites neocomiensis Colom, Stenose­
mellopsis hispanica (Colom), Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Fi­
lipescu), T. oblonga (Cadisch), T. cadischiana Colom, ? Amphorellina lan­
ce'olata Colom, Cadosina fusca Wanner, Nannoconus sp. i Globochaete al­
pina Lombard. Z części wapienia rogowcowego występującej powyżej
margli opisany został zespół mikroorganizmów, który tworzą: Calpionel­
lites darderi (Colom), Ct. neocomiensis Colom, Tintinnopsella carpathica
(Murgeanu et Filipescu), T. longa (Colom), T. cadischiana Colom, Amp­
horellina subacuta Colom, Stomiosphaera sp., Nannoconus sp. i Globo­
cha et e alpina Lombard.
Nowak (1 971) wyróżnił w wapieniu rogowcowym w profilu Szczaw­
nica - Zabaniszcze, należącym do jednostki Grajcarka (Birkenmajer,
"
1 977, 1 979), a przez Sikorę ( 1 97 1 ) zaliczanym do "jednostki hulińskiej ,
ze�ół mikrOOTganizmów złożony z Nannoconus steinmanni Kampbner,
N. bermudezi Bronnimann, ?N. elongatus BrOnniman'l1, Tintinnopsella
carpathica (Murgeanu et Filipescu), Amphorellina subacuta Colom, Co­
lomisphaera minutissima (Colom) i Cadosina semiradiata ex aff. olzae
Nowak. Ten sam autor (1 976) opisał z dolnej części wapienia rogowco­
wego w profilu Kapuśnica (j ednostka braniska - Birkenmajer, 1 958) ze­
spół mikroorganizmów złożony z: Crassicollaria intermedia (Durand Del­
ga), Cr. massutiniana (Colom), Cr. parvula Remane, Calpionella elliptica
Cadisch, C. alpina Lorenz ? Aphorellina subacuta Colom, Spumellaria
i Globochaete alpina Lombard.
Kasiński et al. (1981) opisali z formacji wapienia pienińskiego zespół
mikroorganizmów złożony z otwornic planktonicznych, storniosfer i ka­
dosin, ograniczając się tylko do oznaczeń rodzajowych. Golonka i Sikora
( 1 9 8 1 ) opisali z fonnacji wapienia pienińskiego mikrofację kaLpionellową
z Calpionella alpina Lorenz, C. elliptica Cadisch, Crassicollaria div. sp.
oraz mikrofację kalpionellową z Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et
Filipescu) i Calpionellites darderi (Colom) . Stwierdzili także występowa­
nie w rozproszeniu storniosfer - Colomisphaera minutissima (Colom),
C. vogleri (Borza) i Stomiosphaera wanneri Borza . W najwyższej części
formacji wapienia pienińskiego w profilach Zawiasy, Wąwóz SobczailSki.
ANALIZA MIKROPALEONTOLOGICZNA FORMACJI WAPIENIA PIENINSKIEGO
43
l
,
/
.
.
.
: 1Dkm :
F'ig. 1
LokaLizacja badanych profili wapienia pienińskie�o (szltic geologIczny według Bir�enmajera, 1979, uproszcZOl!lY)
.
płaszczowina magurska; 2 - flisz podhalański; 3 - pieniński pas skałkowy ; 4 - północ­
na i połUdniowa granica tektoniczna pienińskiego pasa skałkowego; S - lokalizacja \Jadanych
profili (K - Kapuśnica; P - Pot. pasieczny; S - Wąwóz Sobczańskl; Z - Zawiasy)
l
,
-
Key map to show location of the investigated sections of the P�eniny LimesŁone
Formation ,(geological sketch af1ter Birlkenmajer, 1979 simpl!irfied)
l - Magura Nappe;
2 - Podhale flysch;
3
-
Pieniny Kllppen Belt; f
-
nortliern and sout­
hern tectonlc boundaries ot the Pieniny Kllppen Belt; S - locatlon ot investlgated sectlon&:
(K - Kapuśnica; P - Pasieczny Stream; S - Sobczańskl Gorge: Z - Zawiasy)
j
i Szaflary - Tuczarnia opisali występowanie mikrofacji hed.bergellowej
z Thalmanninella ticinensis (Gandolfi) i Pithonella ovalis (Kaufmann).
Próbki wapienia rogowcowego pobrano w 4 profilach (fig. 1) uzna­
wanych za profile typowe danych j ednostek: ( 1 ) profil Zawiasy i (2)
profil Kaipuśnica, należące do j ednostki braniskiej, (3) profil w Wąwozie
Sobczańskiin należący do jednostki pienińskiej (Birkenmajer, 1 977, 1 979)
oraz (4) profil w potoku Pasiecznym zaliczany do "jednostki złatniańs­
kiej " przez' Sikorę (1 971), a do jednostki braniskiej przez Birkenmajera
( 1 977, fig. 3; 1 979).
Autor skoncentrował się szczególnie na partiach spągowych i stropo­
wych wapienia pienińskiego. Wyjątek stanowią: profil w potoku Pasiecz­
nym, gdzie próbki pobrano co 40 cm (ze względu na małą miąższość)
i profil Kapuśnica, gdzie próbki pobrano w odstępach kilkumetrowych.
Pobrano następującą liczbę próbek: Kapuśnica - 7, Zawiasy
6, Pa­
3, Wąwóz Sobczański
3. Ponadto pobrano pojedyncze prób­
sieczny
ki pod Macelową, na skałce Wapiennika (u wylotu Doliny Harcygrund)
i w profilu Flaków. Pobrane również poj edyncze próbki z osadów bez­
pośrednio nadległych w Kapuśnicy (formacja z KapuŚl1icy) i w potoku Pa­
siecznym �"warstwy z Trawnego"). W sumie zbadano około 30 próbek.
W pracach laboratoryjnych posłużono się metodą szlifów cienkich
(0,02 mm) . Do badań wykorzystano mikroskop LABOVAL 3 POL. Ob­
serwacje prowadzono w świetle przechodzącym, przy równoległych
i skrzyżowanych nikolach. Oznaczenia gatunków przeprowadzono na pod-
-
-
44
MAREK OBERMA.JEB
stawie morfologii, mikrostruktury skorupek i wiążących się z tym cech
optycznych oraz pomierzonych wielkości skorupek i charakteru ujścia.
Badania terenowe i laboratoryjne były prowadzone w latach 1 982-1 983
w ramach pracy magisterskiej w Zakładzie Paleontologii Instytutu Nauk
Geologicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego.
Autor składa podziękowania prof. E. Morycowej i doc. dr W. No­
wakowi za cenne uwagi uwzględnione w pracy, dr A. Gasińskiemu za
opiekę lIlad pracą. Dzięlmję także gorąco prof. dr K. Birkenmajerowi za
pomoc w zredagowaniu artykułu.
WSTĘPNA ANALIZA MIKROPALEONTOLOGICZNA FORftL\CJI WAPIENIA
PIENIŃSKIEGO
Mikroorganizmy występują najliczniej w dolnej CZęSCl wapienia pie­
nińskiego, od tytonu do walanżynu. Począwszy od późnego walanżynu
skała zawiera małą ilość oznaczalnych szczątków organicznych. Wapień
pieniński jest w zasadzie utworem biogenicznym. Jego głównym skład­
nildem skałotwórczym są elementy szkieletowe organizmów wapiennych
z rodzaju Nannoconus, które występują w całym profilu formacji wa­
pienia pienińskiego, j ednakże najlepiej roz.poznawalne są w jego górnej
części. Skorupki radiolarii występują dość licznie w całym profilu. Sto­
miosfery występują naj liczniej w dolnej części formacji wapienia pie­
nińskiego, a w części górnej są roz;proszone. Te trzy grupy mikroorga­
nizmów, w zależności od częstości występowania i przewagi danego or­
ganizmu, mogą tworzyć mikrofację stomd.osferydową, lIlamlokonurową
i radiolariową. Pozostałe mikrofacje mają ograniczony zasięg stratygra­
fic:mly. Są to: mikrofacja z Saccocoma �. i Globochaete alpina Lomhard,
rozpoznana w profilu w potoku Pasiecznym, oraz mikrofacja kalpionel­
lowa, najlepiej zbadana w dolnej części profili Kapuśnica i ZaWiasy.
We wszystkicą mikrofacjach obecne są szczątki skorupek otwornic, ele­
menty szkieletowe jeżowców, aptychy, spikule oraz fragmenty pokru­
szonych skorup prawdopodobnie małży lub ramienionogów {tabl. I-IV).
1 . P I' o f i l K a p u ś n i c a (jednostka braniska) - w miejscu stra­
totypowym formacji wapienia pienińskiego {Birkenmajer, 1 977) pobrano
7 próbek (fig. 2A). Mikroorganizmy kopalne są w tym profilu naj licz­
niejsze w stosunku do pozostałych profili.
W naj niższej części wapienia pienińskiego stwierdzono bogaty zes­
pół kalpionel z masowo występującą Calpionella alpina Lorenz i C. sp.
Towarzyszą im kalpionelle z rodzaju Crassicollaria, głównie Cr. parvula
Remane, Cr. intermedia ( Durand-Delga), sporadycznie zaś Cr. massuti­
niana (Colom). Oprócz nich zaobserwowano Calpionella elliptica Cadisch
i pojedyncze egzemplarze Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Fili­
pescu).
Z ogniwa tego BiT'kenmajer (1 958) opisał zespół złooŻDY z Calpionella alpina
Lorenz, C. elliptica Cadisctt , Radiolaria i Globochaete alpina Lombard.
Stomiosfery wyst�ują w r07lproszeruu, a reprezentowane są głównie
przez rodzaj Colomisphaera: C. lapidosa (Vogler), C. carpathica (Borza)
i C. minutissima (Colom). Ponadto stwierdzono występowanie Parasto-
KAPU ŚNI C A
P A S I E CZ NY
®
1
Nanno,onus sp.
m
Col. vogl eri
ZONY - ZONES
- - - -- - - - Cal pio n e l l i l e s
CI . d a rderi
Ca l p ionel l op s i s
C. e l l i p l i c c
C.aflJina
Cr. parvula
Crass i ,o l l a r i a
Chilinoidel l a
- - - -- - --
:3
�. 6
E3
-. -
E
D
Co l . vogleri
Col. h e l i o s p h a e r a
SI. e,hi nala
A
Chil
__ o
o
Col. minutissima
Co l . pu l l c
_7 m a 8 9 . 10
Fag . 2
x
ras s l ,ollarl
E
D
/
g,ill �i�cJ!�:':- f.h]
11
_
o
: --��,;." . BiostTatygrafia badalI1Y'ch profili wapieIllia pienińskiego
1 - farmacja radlolaryt6w z Czajakowej ; 2 - formacja wapienia czorsztyńsklego; 3 - formacja wapienia pienińskiego; 4 - "warstwy z Traw­
nego"; 5
formacja z Kapuśnicy (patrz fig. 3); 6 - piaskowiec; 7 - ł\.lpek ilasty; B - wapień rogowcowy; 9 - wapień bulasty; 10 - radio­
laryt; 11 - miejsce pobrania pr6bkl ; Cr. - Cra8słcollaTła; C. - CalPło nelta; Cs - Calptonellopsłs; Ct. - Calptonelltte8; Col. - ColomtBphaera;
St. - Stomio8phaera
Biootratigraiphy of
the
Pieniny
Limestone Formation
I
O
ZONY - ZON E 5
- - - - - - - - - - - - -- - - - -
Co l . ,arpa l hi,a
o
:.-
Rotal i p o r a sp. ?
H ed6ergella s p .
G l o bi g e r i noides sp.
-
B,C
Calpionella
-
-
�
:; ®
:in investigated sections
l - Czajakowa Radlolarlte Formatlon; 2 - Czorsztyn Llmestone Formatlon; 3 - Pieniny Llmestone Formation ; 4 - "Trawne beds": S - Ka­
puśnica Formatlon (see Fig. 3); 6 - sandstone; 7 - clayshale; 8 - cherty limestone; 9 - nodular llmestone; 10 - radiolarlte; 11 - samp­
pling site; Cr. - Cr/l8Btco!larta; C. - Calpt6nella Cs - Calptone!lopsłB; Ct. - Calptonellłte8; Col. � ColomtBphaera; St. - stomtoaphaera
b
en
�
B
::J
S
�
�
:.-
I
8
�
en
46
MAREK OBERMA.JER
mosphaera malmica (Borza), Stomiosphaera colomi Durand Delga oraz
Cadosina fusca Wanner. Omówionym organizmom towarzyszą Globo­
chaete alpina Lombard, Saccocoma sp. i aptychy.
W środkowej cz"ęści wapienia pienińskiego zespół mikroskamienia­
łości ubożeje. Stwierdzono jedynie kalpionelle: Tintinnopsella carpathica
(Murgeanu et Filipescu) i Calpionellites dardeTi (Colom).
Z tego ogniwa Birkenmajer (1 958) opisał zespół mikroorganizmów
złożony z Calpionella alpina Lorenz, C. elliptica Cadisch, C. undelloides
Colom, Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Filipescu), Radiolaria
i Globochaete alpina Lombard.
W najwyższej części �ormacji wapienia pienińskiego występuje mi­
krofacja nannokonusowa z Nannoconus sp. i rzadkimi Colomisphaera
vogleri (Borza). Autorowi nie udało się zbadać kontaktu wapienia ro­
gowcowego z naj niższymi warstwami formacji z Kapuśnicy.
2. P r o f i l w P o t o k u P a s i e c z n y m (jednostka braniska).
Miąższość formacji wapienia pienińskiego w tym profilu wynosi zaled­
wie 1 m (fig. 2B). Tak mała miąższość zdaniem K. Birkenmajera (infor­
macja ustna) jest efektem redukcji tektonicznej, zdaniem zaś Golonki
i Sikory (1981) jest wynikiem kondensacji sedymentacyjnej. Wcześniejsze
opracowanie wyżej ległych tzw. " warstw z Trawnego" (Blaicher & Siko­
ra, 1 972; Gasiński, 1 983) oraz dyskusyjny problem ciągłości sedymenta­
cyjnej między nimi a wapieniem rogowcowym, skłoniły autora do zba­
dania fonnacji wapienia pienińskiego w tym profilu .
P.obrano 3 próbki. Mikroorganizmy są tu dość liczne. W części niż­
sze j występują głównie stomiosfery: Colomisphaera pulla (Borza), C. car­
pathica (Borza), C. minutissima (Colom), Cadosina fusca Wanner oraz
Globochaete alpina Lombard, Saccocoma �p., aptychy i skalcytyzowane ra­
diolarie. W części środkowej i wyższej zespół mikroskamieniałości tworzą:
Colomisphaera vogleri (Borza), C. heliosphaera (Vogler) i Stomiosphaera
echinata Nowak. W najwyższej części wapienia pienińskiego zaobserwo­
wano otwornice z rodzajów: Hedbergella, GlobigeTinoides i ?Rotalipora,
jednakże ich stan zachowania i bardzo rzadkie występowanie nie pozwa­
laj ą na dokładne oznaczenia. Nigdzie w profilu nie stwierdzono wystę­
powania kalpionel.
3. P r o f i l Z a w i a s y (jednostka braniska). Skomplikowana sy­
tuacj a tektoniczna jednostki braniskiej w profilu Zawiasów (Birkenma­
jer, 1 958, 1 97 7, 1 979) nie pozwala na dokładne umiejscowienie próbek
w profilu pionowym. Pobierane one były z kolejnych elementów (łusek)
jednostki braniskiej i zestawione w formie syntezy (fig. 3A). Zbadano
6 p róbek. W ogniwie dolnym wapienia pienińskiego zaobserwowano kal­
pionelle - głównie Calpionella alpina Lorenz, C. elliptica Cadisch oraz,
rzadziej, Crassicollaria brevis Remane i Cr. intermedia (Durand-Delga).
Stomiosfery reprezentowane są przez Stomiosphaera moluccana Wanner,
Colomisphaera carpathica (Borza) i C. minutissima (Colom). Występują
także Globochaete alpina Lombard, Saccocoma sp., aptychy oraz struk­
tury glonowe (?).
W ogniwie górnym formacji wapienia pienińskiego występuje mikro­
facja nannokonusowa, w części niższej z Calpionellopsis oblonga (Cadisch),
w wyższej zaś z Colomisphaera heliosphaera (Vogler) i kolcami jeżow­
·
ców. W całym profilu omówionym organizmom towarzyszą skalcytyzowa­
ne radiolarie.
Z AW I A SY
�
'®
N
>
...
N a n noconu s
sp.
�
�
�
15
�
WĄWÓZ SOBC ZAŃ SKI
Col. hel io s p h a e r a
ZON Y - Z O N E S
-- - - - - -- -
C a lpi o n e ll i t e s
Cs, oblonga
C. tlliptica
Calp i on e l lo p s i s
C a l pion e ll a
C . alpina
Cross ieo l i a r i a
C h i t i no i d ella
- ----- -- -
o
El
-
D
C
:�
f-B
o::
o::
<[
m
...J
<{
I
::i.
W
o::
o::
<[
m
I I
�
�
>- li::
o:: W
W I-
o =>
:I: �
Z
,i::i
A
z
<[
...J
®
5
<[
-
(!)
Z
>
jak
>
o
....
ZON Y - ZONES
cCiTpTonellit;;- - - - r-E'"'
� a lp l o n ellopsls
p i o n e l lo
C r o s s i eo l i a r i a
C h i t i n oi d e l la
D
B.C
�
- - ---
®
na fig, 2
Biostratygraphy of the Pien.ialy I.Iimes·llane Formation in dnves1llglated
sections
For explanatlona
- see Fig, 2
�
ol. h el iosphoera
Biosttratygrafia badal!lYch pro·fW. wapienia ,pienińskiego
Objaśnienia -
n
edbergell a sp. ?
Z
<[
'
z
-
Fig. 3
,8
annoconus sp.
'<1:
� ;;;;.
Chi t
-
...J
'<1:
I
�
W
w -
-
A
Chit
�>
a
...
�
�
�
>
"d
§
�
�
l;J
g
"'"
...J
48
MAREK OBERMAJER
4. P r o f i l w W ą w o z i e S o b c z a ń s k i m (jednostka pienińska).
W profilu tym pobrano 3 próbki (fig. 3B). Zespół mikroorganizmów j est
najuboższy w porównaniu do innych profili. Tworzą go głównie nanno­
konusy i radiolarie, które występują w całym profilu wapieni. Stomio­
sfery występują sporadycznie: Colomisphaera heliosphaera (Vogler). Ob­
serwowano również nieoznaczalne fragmenty skorupek otwornic. Wydaje
się, że w profilu tym występuj e tylko najwyższe ogniwo formacji wapie­
nia pienińskiego.
POZIOMY KALPIONELLOWE W WAPIENIU PIENI�SKIM
Okres sedymentacji formacji wapienia pienińskiego na podstawie ba­
dań zespołów mikroorganizmów oraz aptychów obejmuje piętra od dolne­
go tytonu (lub górnego kimerydu) po barrem (patrz Birkenmaj er, 1 977,
s. 98). Birkenmajer (1 977, s. 1 43, tab. 1 3) na podstawie prac własnych (1 958,
1 9 65, 1 973a, b, 1 975; Birkenmajer & Gąsiorowski, 1 962) oraz innych au­
torów (Borza, 1 969; Nowak, 1 97 1 ) wyróżnił w wapieniu pienińskim nas­
tępujące poziomy kalpionellowe (sensu Allemann et al., 1 971): Crassicol­
laria A (górny tyton), Calpionella B i C (berias), Calpionellopsis D (be­
rias-walanżyn) i Calpionellites E (walanżyn-hoteryw) .
W profilu Kapuśnica, gdzie zespół kalpionel j est naj bogatszy autor
rozpoznał następujące poziomy kalpionellowe: najwyższą część poziomu
Crassicolaria A, poziom Calpionella B i C i poziom Calpionellites E.
Nie rozpozna:no natomiast poziomu Calpionellopsis D, który był tu wy­
różniony przez Birkenmaj era.
W. profilu Zawiasy rozpoznano wyższą część poziomu Calpionella B
i poziom Calpionella C oraz prawdopodobnie wyższą część poziomu Cal­
pionellopsis D.
p o z i o m Crassicollaria A został rozpoznany w profilu Kapuśnica.
Dolna garnica formacji wapienia pienińskiego przebiega w wyższej częś­
ci poziomu A, korelowanej z poziomem amonitowym "Durangites" (por.
Birkenmajer, 1 976, 1 97 7). Występuj e w nim: duża ilość osobników z ro­
dzaju Crassicollaria i charakterystyczny jest brak wyraźnej dominacji
ilościowej osobników z rodzaju Calpionella. Zespół kalpionel tworzą: Cras­
sicoHaria parvula Remane, Cr. intermedia (Durand-Delga), Cr. massu­
tiniana (Colom); Calpionella sp. i C. alpina Lorenz.
p o z i o m Calpionella B - w profilu Kapuśnica dolna granica po­
krywa się z dolną granicą poziomu amonitowego jacobi-grandis, w Za­
wiasach natomiast naj prawdopodobniej leży w wyższej pozycj i straty­
graficznej. W obu profilach wyznaczają ją masowe pojawienie się ga­
tunku Calpionella alpina Lorenz i jego zdecydowana dominacja nad resz­
tą gatunków. Inne kalpionelle występujące w tym poziomie to: Crassi­
collaria parvula (Durand-Delga), Cr. intermedia (Durand-Delga), Calpio­
nella sp. i Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Filipescu).
p o z i o m Calpionella C - dolną granicę wyznacza pojawienie się
Calpionella elliptica Cadisch. Nie są to formy tak liczne jak C. alpina
Lorenz, obecność ich jest jednak wyraźna. Charakterystyczna j est zmia­
na kształtu C. alpina Lorenz (zmniejszona i bardziej pękata lorika) . Inne
kalpionelle to Calpionella sp. i Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et
Filipescu).
ANALIZA MIKROPALEONTOLOGICZNA FORMACJI WAPIENIA PIENINSKIEGO
49
p o z i o m Calpionellopsis D - został rozpoznany w Zawiasach. Dol­
na granica jest trudna do ekreślenia, ponieważ zaobserwewano tylko po­
jedyncze wystąpienia Calpionellopsis oblonga (Cadisch). Meże ona prze­
biegać zarówno w peziemie amonitewym boissieri, j ak i petransiensis.
p o z i o m Calpionellites E - został rozpoznany w Kapuśuicy. DoI­
lI1:a gralIlicę wyznacza pojawienie się gatunlku Calpionellites darderi (Ce­
lem). Nie występują już rodzaj e Crassicollaria i Calpionella. Stwierdzono
jedynie występowanie Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Filipescu).
POZIOMY STOMIOSFERYDOWE W WAPIENI.U PIENI�SK.IM
Wydzielenie w ebrębie formacji wapienia pienińskiegO' poziomów sto­
miosferydowych nastręcza pewne trudneści ze względu na występowanie
tych mikroskamieniałeści w rozproszeniu. Niektóre gatunki ebserwowane
były jedynie w kilku egzemplarzach. Przy takim stanie zachowania za­
znacza się tylko j eden poziem. Jest te poziem B minutissima-carpathica
(według Newaka, 1 968), który występuj e w n�szej części profili Kapuś­
nica, Zawiasy i Pasieczny. JegO' delna granica nie występuje w wapieniu
pienińskim, lecz prawdepodebnie niżej (formacja radiolarytów z Czaja­
kewej, fermacja wapienia czersztyńskiege). Górna granica natemiast po­
krywa się z górną granicą poziemu Calpionella.
Stemiosfery występujące w tym poziomie to: Colomisphaera lapidosa
(Vogler), C. carpathica (Borza), C. minutissima (Colom), Parastomiosphae­
ra malmica (Borza) oraz Cadosina fusca Wanner.
PROBA KORELACJI ZBADANYCH PROFILI
;
Na po dstawie zespołów kopalnych mikroskamieniałeści autor prze­
prowadził próbę kerelacji zbadanych profili (fig. 4) .
Najniższą pozycję stratygraficzną zajmuje wapień pieniński w pro­
filu w poteku Pasiecznym. JegO' do�na granica ustalena w edniesieniu
do poziomów biestratygraficznych przebiega poniżej peziomów kalpio­
n ellewych, a powyżej peziemu malmica (Nowak, 1 976). Przebiega ona
poniżej peziomu Crassicollaria, niepewny wydaje się jej stosunek de
delnej granicy poziomu Chitinoidella. Jeśli przyjąć, że przebiega ona po­
wyżej tegO' poziomu, te można uteżsamiać ją z delną granicą pozie mu
ponti lub microcantha, jeśli natomiast występuje poniżej - meże pokry­
wać się z delną granicą peziomu fallauxi. Występują tutaj Saccocoma sp.
i Globochaete alpina Lembard, a także stemiosfery: Colomisphaera pulla
(Borza), C. carpathica (Borza), C. minutissima (Colem) i Cadosinao fusca
Wanner. Organizmem tym towarzyszą radiolarie. Nie zaebserwewano
lorik kalpionel, tak charakterystycznych dla naj niższych partii wapie­
nia pienińskiego w profilach Kapuśnica i Zawiasy. Rozpoznane w ebu
tych prefilach poziomy kalpienellowe pozwalają bardzO' dobrze kerele­
wać ze sobą naj niższą część formacji.
W Kapuśnicy dolna granica tej fermacji przebiega w górnym tyte­
nie, w Zawiasach natomiast powyżej granicy tyten/berias - w beriasie.
Zespół stemiosfer występujących w tych prefilach wykazuje podebieńs­
twe de zespełu występującegO' w Petoku Pasiecznym. , Występują ",u
o
50
MAREK OBERMAJER
KAPU ŚN ICA
ZAW I ASY
WĄWÓZ
SOBCZA';S:-;l
A L B
A L B I AN
API-APlIAN
oJ)
::>
o
BARREM
B A R R E M IAN
u
HOTERYW
...
RIVIAN
w
HAlJTE-
�
w
a:
u
I
«
o
w
a:
'"
z
�
z
�z �e>
��
�
GÓRNY
UFPER
DOLNY roubaudi
3: � LOWER
SIAN
GÓRNY
z «
u
« - o i UPPER
��, : �
I- l-
PHtransiens
boissieri
BERlAS
z
ve r r U C05um
campylotoxU!t ,
BE RRIA-
' ::J
- - - - - - - -- - ------ -- - -
�DDKOWY
;:: MIDDLE
occitanica
grandis-jacobi
., Ourongites"
m i c rocantno
ponti
'allou.i
I-E
f...D
C
B
A
Chit.
?-
Fig.
4
Próba korelacji badanych profili wapienia p:ienińSIki.ego
Objaśn1en1a - jak na fig.
\I
pas skałkowy. In: Budowa geologiczna. POliki, I (Stratygrafia) 2
(Mezozoik):
For explantatlons - see Fig. li
głównie Colomisphaera carpathica (Borza), C. minutissima (Colom) i Ca­
do sina fusca Wanner. Oprócz stomiosfer rozpoznano sakkokomy, globo­
chety i aptychy.
Powyżej poziomów kalpionellowych (górny walanżyn) zaznacza się
ujednolicenie zespołów mikroskamieniałości we wszystkich badanych pro­
filach. W przedziale górny walanżyn - hoteryw - barTem, zespół mi­
kroorganizmów tworzą głównie Nannoconus sp. i Radiolaria oraz Colo­
misphaera vogleri (Borza), C. heliosphaera (Vogler) i Stomiosphaera echi­
nat a Nowak. W najwyższej części wapienia pienińskiego w profilach
w Potoku Pasiecznym i w Wąwozie Sobczańskim zaobserwowano trudno
oznaczalne skorupki otwornic p�anktonicznych (Hedbergella, Globigerino­
ides, Rotalipora) . Wydaje się, że w tych profilach formacja wapienia r0gowcowego zajmuje najwyższą pozycję stratygraficzną.
ANALIZA MIKROPALEONTOLOGICZNA FORMACJI WAPIENIA PIENINSKIEGO
51
LITERATURA - REFERENCES
ALLEMANN, F., R. CATALANO, F. FARES & J. REMANE, 1971. Stan.dalrd Cal ­
pionel:llid ZOIIlI81aion (Upper Tithonian
Valanginian) of the WeI.9tem Medi­
terranean PooiVmce. Proceed. II Plankt. Coni. (Roma, 1970): 1337-1340.
-
Roma.
BIRKENMAJER, K., 1953. Preloi:minaxy revision of the stra1li.graphy of the Pieniny
Kilippen Bełt serdes in Poland. Buli. Acad. Pol. Sci., III, l (6) : 271-274.
Varsovie.
BIRKENlYIAJER, K., 1954. Sprawozdainie z badań geologi,cznych wyko.rumych W pie­
l!lińsIkim pasie skallkowym w latach 1950--1 951 (Geological researehes in the
Pieniny Klippen Belt, Central CarpathiaJns). Inst. Geoz., Biul., 86: 81-115.
Waa-szawa.
BIRKENMAJER, K., 1958. Przewodnik geologiczny po pienińskim pasie skałkowym.
I-IV. Wyd. Geol. Wa.rlSlZalWa.
BIRKENMAJER, K., 1963. ExcursilOn dans l a Zone des K1i.ppes Piemnes. Ass. Geol.
Karp.-Balkan., VI-ConQr., Karpat es internes, Guide des E:cc., pp. 27--42. Var­
savie - Cracovde.
BIRKENMAJER, K., 1965. Zarys budowy geologicznej pienińskliego pasa skałko­
wego Polski (Ouillnels' of the geology of the Pieniny Klippen Belt of Poland).
Rocz. Po!. Tow. Geol. (Ann. Soc. Grol. Po!.), 35 (3): 327-356, 401-407. Kra­
ków.
BIRKENMAJER, K., 1973a. Jura, obszary występowa:n.ia i, stratygrafia: pieniński
pas skałkowy. In: Budowa geologiczna Pol,ski, l (2): 406-429. Inst. Geol.
Warszawa.
BIRKENMAJER, K., 1973b. Klreda, obszary występowania i stratygrafia: pieniński
pas skałkowy_ In: Budowa geologiczna Polski, I (Stratygrafia), 2 (Mezozoik):
669-690. Inst. Geoil.. Warszawa.
BIRKENMAJER, K., 1975. Tectonic -controi of sed:imentation at the Jurasslic
Cretaceous boundary 'in the Pieniny Klippen Bełt, Carpathiam. Colloąue sur
la limite Jurass.<ret., Lyon - Neuch4tel (1973). Mem. BRGM: 294-299.
Paris.
BIRKENMAJER. K., 1976. Zjazdy międzynarodowe. Międzynarodowe Kolokwium
na tem at granli!cy JUTY i }{!redy we F'rancji i Szwajcarii . 1973. Post. Nauk
Geol., 7: 2 03-2 0p . Warszawa.
BIRKENMAJER, K., 1977. Juras\Slic and Cretaceous lithostratigraphlc units of the
Pieniny Klippen Bełt, Carpathians, Poland. Stud. Geol. Po!., 45: 1-159. War­
szawa.
BIRKENMAJER, K., 1979. Przewodnik geologiczny po pienińskim pasie skałkowym.
Wyd. Geol., Warszawa, pp. 1-236.
BIRKENMAJER, K. & S. M. GĄSIOROWSKI, 1962. Lower Neocomian varliegaJted
nodular marls of the Bralllk
lis o Series, Pieruny Klippen . Bełt (Cal1pathians).
Bull. A cad. Pol. Sd., geol., g�gr., 10 (2): 73-77. Vanovie.
BLAICHER, J. & W. SIKORA, 1972. O nowej fliszowej facji a:lbu w pienińskim
pasie skałkowym POO;Iki. Kwart. Geol., 1 6 (4) : 1 067-1068. Warszawa
BORZA, K., 1969. Die Mikroiazies und Mikrofossilien des Oberjuras und der Un­
terkreide der Klippenzone der Westkarpaten. Verl . Slow. Akad. Wiss., Bra­
tislava, pp. 1-301.
GASINSKI, M. A., 1983. Albian and Cenomanian planktic foraminiferlda from the
Trawne Beds (Pieniny KHppen Bełt, Polish Carpathians). Cret. Res., 4:
221-249. London.
GOLONKA, J. & W. SIKORA, 1 98 1 . Mikrofacje ścienionych sedymentacyjn:ie utwo­
rów jury 'i kredy dolnej pienińlskiego pasa skałkowego w Pols ce (Microfa­
cies of the Jurass ic and Lower Cretaceous sedimentarlly thinned deposits of
. the Pieniny Klippen Bełt in Poland). Biul. Inst. Geol., 331 : 7-37. Warszawa.
KASINSKI, J. R., G. PIE�OWSKI & A. PISERA, 1 9 81 . Charakterystyka Litolo­
glczn.o-mikrofacjalna jednostek branlsldej i czorsztyńskiej wzdłuf drogi Kroś­
nica - Kąty w Piendnach (Lithologlc-microfacial charaderistics of the Bra
lniSko and Czorsztyn successilcms along the road from Krośnica to Kąty Pie­
niny Klippen Bełt, Carpathians). Stud. Geol. Pol., 70: 73-94. Warszawa.
NOWAK, W., 1968. Stomiosferidy warstw cieszyńskich (kimeryd - hoteryw) pols­
kiego Sląska CJeszyflsk:iego li ich znaczenie stratygraficzne (Stomlosphaer'ids
of the Cieszyn Beds. Kimm eri clgian - HauternV'ian, in t he Polish Cieszyn
-
­
,
52
MAREK OBERMAJER
SUesia and their stratigraphical value). Rocz. Pol. Tow. Geol. (Ann. Soc. GeoD!.
Pol.), 38 (2-3) : 275-327. Kraków.
NOWAK, W., 1971. Wyniki badań m:ikrofacjalnych profi!u SzczaWlnicar-Za'baniszcze.
Przew. 43 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Kraków, 12-14.IX.1971: 225--232. Inst.
Geo!. Warszawa.
NOWAK, W., 1976. Parastomiosphaera malmica (Borza) from the Polish Carpathians
and its stratigrap hical value for Lower Tithonian deposits (Parastomiosphaera
malmica (Borza) z KaTpat polió1ltieh oi jej znaczenie dla korelacjł utworów dol­
nego tY!tonu). Rocz. Pol. Tow. Geol. (Ann . 80<:. Geol. Po!.), 46 (1-2): 89-134.
Kraków.
SIKORA, W., 1971. Esquisse de la tectogenese de la zone des Klippes de; Pdeniny
en Bo1ogne d'apres de nouvelles oonnees geo logiques . Rocz. Pol.. Tow. Geol.
(Ann. &C. Geol. Pol.), 41 (1): 221-239. Kraków.
Marek Obermcijer
PRELIMINARY MICROPALAEONTOLOGICAL STUDY OF THE PIENINY
LIMESTONE FORMATION (TITHONIAN - BARREMIAN) IN THE PIENINY
KLIPPEN BELT (CARPATHIANS, POLAND)
S umm ary
Th e
paper
presenJts
preliminary
micr,opalaeontological
charaderistics
oi
the
Pieniny Limestone Formation (TithOIllian - Bamemi.an) of the Pieniny K.1ippen
Bełt of Poland. The LSamples were taken in the following field-sectdons of the lime­
stone (see F,igs 1-4; PIs I-IV) : Kap uśnica and Zawiasy (Br�o SUCC€5Sdon Bir'k enmajer, 1977), Sobczański George (pienilIly S u ccession - Birkenmajer, 1977),
Pasieczny Stream (Br�o S ucession according to Birkenmajer , 1977, Fdg. 3; "Złat­
ne succelslSiJon" according to Golonka and Sikora, 1981). The main aim was to
defilIle. the ages of the lower and upper boundaries of the formation, the latter
boundary being under debate (Birkenmajer, 1977; Gol()nka & Sikora, 1981).
In the K a p u ś n i c a s e e t i o n (Fig. 2A), the lower bounda['y o f the Pdenil!ly
Lim es tone Formation coincides with the CrassicoHaria A Zone. The Calpdonellid
association is formed by: Crassicollaria parvula Remane, C. intermedia (Durand­
-Delga), C. massutiniana (Colom), Calpionella alpina Lorenz, C. s p. There occur
aliso other microorganisms : Colomisphaera lapidosa (Vogler), C. minutissima (Co­
lom), C. carpathica (Borza), Parastomiosphaera malmica (Borza) and Cadosina fus­
ca Wanner Higher up. the Calpionella B and C zones have been recogndzed w.ith :
Crassicollaria parvul a Remane, C. intermedia (Durand-Delga), Calpionella alpina
Lorenz, C. elliptica Cadisch, and Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Filipescu).
The stomi osp hae r� d association is analogous to that of the Crassicollaria A Zone.
Globochaete alpina Lombard and Saccocoma sp. occur in ab undance in the Cal­
pionelli d A-C zones. The Calpionellites E Zone is ch araderi zed by Calpionellites
darderi (Colom) and Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et FIil.ipescu) . Above the
Calp ionelli d zones, the microfossiIls ass emblage becomes very poor : Stomiosphaera
vogleri (Borza), Nannoconus sp. and Radiolaria.
In the. P a s i e c z n y S t r e a m section (�Lg. 2B), the lower boundary of the
Pieni ny Limestone FormaJtiJon is below the Crassicollaria A Zone, but above the
Parastomiosphaera malmica Zone. .The relation of this boundary to the lower boun­
daTY of the Chitinoidella ZOIle is uncertain. In the lower part of the limestone oc­
cur Stomiosphaerids : Colomisphaera pull a (Borza), C. minutissimo: (Colom), C. car­
pathic a (Borza), m<Ja'eover Cadosina fusca Wanner, Saccocoma sp. and Radiolaria;
Calpionellids are here mdssing. Higher up there appears an assemblage with: Co­
lomisphaera heliosphaera (Viogler), C. vogleri ( Borza) and Stomiosphaera echinatll
Nowak. In the uppermost part. [ndeterminabll e fl'1agmen1ls of foraminiferal tests
have been 'Observed. The occurren ce of the Hedbergella m:iJorofacies with Rotali­
pora t fcinensis (Gandolfi) and Pithonella ovalis Kaufman (Golonka & Siko ra , 1981)
has not been confirmed.
ANALIZA MIKROPALEONTOLOGICZNA FORMACJI WAPIENIA PIENIN'SKIEGO
53
In the Z a W i a s y s e e t i 'o n (Fig. 3A) the lowest .part of the Piend.ny Lirne­
stOlIle Fonnati.oln belongs to the Calpionella B Zone, with: Calpionella alpina Lo­
renz, C. elliptica Cadisdh, CTassicollaTia bTevis Remane, C. intermedia (DuI'and­
-Delg a), StomiosphaeTa moluccana Wanner, ColomisphaeTa caTpathica (Borza), C. mi­
nutissima (Colom), Saccocoma sp. and Globochaete alpina Lom bar d. Higher up
there appems the Nannoconus m1icrofaeies Wtith Calpionellopsis oblonga (Oadisch) in
a lower parl, and with ColomisphaeTa heliosphaeTa (Vogler) in a higher part.
In the S o b e z a ń s' k i G o r g e s e c t i o n (Fig. 3B) on[y the highest member
of the Bieniny Limestone FOIrmation has been reco�, w!ith poor assemblage
of microfoss ils : Nannoconus sp. and Radiolar.ia, with sporadic ColomisphaeTa helio­
sphaeTa (Vogler).
Instytut Nauk Geologicznych PAN
PTacownia Tektoniki KaTpat
ul. Senacka 3, 31-002 KTaków
OBJASNIENIA DO TABLIC
EXPLANATIONS OF PLATES
l � Mikrofacj a
T a b l i c a (Plate) I
kalpionellowo-radiolariowa z CTassicollaTia paT1lula Remane (a)
i Calpionella alpina Lorenz (b). Zaznacza się duży udział procentowy Cr. paT­
vula Remane (l0-3(J11/e). Poziom Calpionella B, Kapuśnka, dolny ber.ias część niższa, X 240
Calpionellid-Radiolaria micro facies with Crassicollaria parvula Remane (a) and
Calpionella alpina Lorenz (b). Hdgh percentage (10-300/e) of Cr. paTvula Re­
mane is char,acteristic. Calpionella B ZoIle, Kapuśnica, Lower Berriasian, low�
part, X 240
2 - Miikrofacja kalpjDnelIowo-radiolariowa z wyraźną dominacją gatunku Calpio­
nell a alpina Lorenz. Poziom Calpionella B, KaipuŚil1ica, dolny berias - częś�
wyższa, X 240
Ca,lpionellid-R:adioł�ia microfac:ies with Calpionella alpina Lorenz domiJnating.
Calpionella B Zone, Kapuśnica, Lower BerrJ asia,n, uppert part, X 240
T a b I d c a (Plate) II
l
2-3
4-6
7
8
- Calpionella alpina Lorem, forma duża, poziom Calpionella B, Kapuśnica,
_ doJmy berias, X 360
Calpionella alpina Lorenz, large farm, Calpionella B Zone, KaJpuśnica, Lo­
wer Berriasian, X 360
- Calpionella alpina Lorenz, formy małe, poziom Calpionella C, Zawiasy,
ber ia:s, X 360
Calpionella alpina Loren z, small forms , Calpionella C Zone, Zawiasy,
Berriasialll, X 360
- Crassicollaria parvula Remane, poZiJom Calpionella B, Kapuśnica, dolny be­
rias, X 360
Crassicollaria parvula Remane, Calpionella B Z one, Kapuśnica,
. Lowe:I
.
Berriasian, X 360
- Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Filipescu), poziom Calpionellities E,
Kapuśnica, dolny walanżyn, X 360
Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Fili.pescu), Calpionellites E Zone
Kapuśnica, Lower Valanginia n, X 360
- Calpionellites darderi (Colom), poziom Calpionellites E, Kapuśnica, dolny
wałanżyn, X 360
Calpionellites daTderi (Colom), Calpionellites E Zone, Kapuśn:i'ca, Loiwe:I
Valanginian, X 360
54
9
MAREK OBERMA.JER
10
- Parastomiosphaera malmica (Bona), poZiom Calpionella B, Kapuśn:ica, dol­
ny ber.ias, X 360
Parastomiosphaera maLmica (Bona), Calpionella B Zone, Kapuśni<:a, Lo­
wer Berrłasiara., X 360
- Colomisphaera minu.tissima (Colom), poziom Calpionella B, KapuśIllica, dol­
11
Colomisphaera minu.tissima (Colom), Calpionella B. Zone, KapuŚlIlica, Lo­
rwer Berrialsian, X 360
- Colomisphaera heliosphaeTa (Vogler), Pot . Pasieczny walanżyn - hote­
ny beri.as,
rryw, X
12
X 360
360
ColomisphaeTa heliosphaeTa (Vogler), Pasiecmy Stream, V� Hauterivian, X 360
- ColomisphaeTa vogleTi (Bona), �. Pasie=y, walanżyn - hoteryw,
X 360
ColomisphaeTa vogleTi (Borza), Pasie=y Strea.m, VaIanginian - Haute­
rivian, X 360
T a b l i c a (Plate) ITI
z ColomisphaeTa heliosphaera (Vog­
Ier), Pot. Pasieczny, walanżyn - hoteryw, X 240
Na'nnoconu.s-Radiolaria microfacies with ColomisphaeTa heliosphaeTa (Vogler),
Pasliie czny Stream, Valangitnli.an - Hauterivian, X 240
2 - Mikrofacja nanJIlokonusowo-radiolariowa z ColomisphaeTa vogleTi (Borza), Pot.
Pasieczny, waialIl.Żyn - hoteryw, X 240
Nannoconu.s-Radiolaria microfacies wJth ColomisphaeTa vogleri (Borza), Pa­
sieczny Stream, Valangl:nWan - Hauterivian, X 240
1 - M:iJkrofacja n.amliokOllusowo-«"ad'iolaniowa
T a b l i c a (Plate) IV
1 - Mik.rofacja kalpionel1owo-radiolariowa z ColomisphaeTa minu.tissima (Colom)
(a) i Tintinnopsella caTpathica (Murgeanu et Fdlipescu) (b). Poziom CaLpio­
nella B, · Kapuśnica, dolny berias, X 240
Calpionellid-Radiolaria mi�ofacies with ColomisphaeTa minu.tissima (Colom)
(a) and Tintinnopsella caTpathica (Murgeanu et FWpescu) (b). Calpionella B
Zone, Kapuś1llica, Lower Berrriasian, X 240
2 - Globochaete alpina Lombalrd, Zawiasy, dol,ny berias, X 240
Globochaete alpina Lombarr d, Zawiasy, Lower Berrias.ian X 240
3 - Jak wyżej, Skrzyżowane nJkole
As above. mcols crCJlssed
4 - Saccocoma Agasslirz, Pot. Pas!ieczny, górny tyton, X 80
Saccocoma Agass'iz, Pasiecmy Stream, Upper Tithoniaal, X 80
STUD I A GEOLOGICA POLO:'-l I C A . VOL. X C I I , 1987 H .
TABLICA (PLATE) I
M. OBERMAJER - Wstępna analiza mikropaleontologiczna formacji wapienia pie­
nińskiego (tyton - banem) w polskiej części pienińskiego piłiSa skałkowego
STUDIA GEOLOGICA POLON I CA , VOL. X C I I , 1587 H .
r
.,
,
. , '�
,.; .. ;, . ,..
�: .!. " .
". "
\ "�
-
;�
�
""-,
"
'"
•
"
..
•
••
t
,a( ..
"
0
' .
. .
' f� .
,
,
",.�.:,..
' �" :" : ......,' ,
,
, : :'-..-.-': ....
..
. ....
r
M, OBERMAJER
' '. 1-� '
..
.... ·� I,
,', ....
'
T A B L I C A ( PL A T ł: ) II
. t"
.A
�.
,
-:
�
.. . �.
,
',' " 1
. ,.� ' ,
"
•
4 ;;
"
" .'
:. .",.
Wstępna analiza mikropaleontologiczna formacji wapienia pie­
nińskiego (tyton - barrem) w polskiej części pienińs kiego
paiSa skałkowego
S T U D I A GEOLOGICA POLO N I C A . VOL. X C I I . E37 I I .
TABLICA (PLATE) I I I
Wstępna anal iza mikropal eontologiczna forma cj i wapienia pie­
nińskiego (tyton - barrem) w polskiej części pi eIllińskiego paJSa skałkowego
M. OBERMAJER
S T U D I A GEOLOGICA POLO N I C A . VOL. X C I I . IS37 H .
TABLICA (PLATE) I V
M. O B E RMAJER - Wstępna analiza mikropal eontologiczna formacji wapieruLa pie­
nińskiego (tyto n - barrem) w polskiej części pienińskiego pasa skałkowego
S T U D I A
G E O L O G I C A
P O L O N I C A
Vol. XCII, Warszawa l•.,
Budowa geolOgiczna pienińsktego pcl8a .kał1cowego
Pod redakcjq K. BtrkenmaJera
Cz. VII
M A R E K O BERMAJER1
DOLNOKREDOWA POWIERZCHNIA NIECIĄGŁOSCI
SEDYMENTACYJNEJ W JEDNOSTCE NIEIDZICKIEJ OKOLIC
NIEDZICY, PIENINSKI PAS SKAŁKOWY z
,
-
Lower Cretaceous sedimentary break in the Niedzica Succession near
Niediica, Pieniny Klippen Belt, Carpathians (Poland)
(Figs 1-5; Tab!. I-VI)
S treszczenie
W artykule opisano powierzclmi.ę nieciągłości sedymentacyjnej typu twardego
dna na stropowej powierzchni formacji wapienia pienińsJriego (górny waJ.anżyn dolny hoteryw) w jednostce medzickiej w dolinie Kosaa-zysk koło Niedzicy. Po­
wierzchnia ta char�teryzuje się obecnością IlliewiJelkich wyniosłości i zagłębień
pokrytYOO cienką warstewką tlenków żelazą ti. mangantU. W zagłębieItiach wystę­
puje rezydualny oSad skondensowanego sedyment8Jcyjnie wapieIllia otworIllicoweglO
niewielltiej miążs7JOŚci (od kilku mm do 3 cm). Na podstawie badań lIIlikTop aloonto­
logi<:ZlIlYch stwierdzono b:taik utworów najwyższego hotarywu i prawdopodobnie
części bar.remo-eptm. W wyiejległych osadach mar�isto-łupkowych z wkła.dlkami
wapieni i mułowców (formacja z Kapuśnicy, ogniwo broc:lndańSlk'ie - Birikenmajer,
1977) występują albskie amornty i otwornice planktoniczne (Ko1ros7JYÓSka & Bir­
kenmajer, 1956; Alex8.Illdrowicz, 1 966) oraz gatunek Cadosina oTaviensis Borza.
WSTĘP
Przedmiotem opracowania jest powierzchnia nieciągłości sedymenta­
cyjnej występująca na granicy formacji wapienia pienińskiego i forma­
cji z Kapuśnicy (Birkenmajer, 1 977) w profilu j ednostki niedziokiej w do­
linie Kosarzysk (rejon między Falsztynem a Niedzicą), odsłoniętym w pro­
gu wodospadu na Potoku Falsztyńskim (fig. 1). Profil ten po raz pierw­
szy został opisany przez Birkerunajera w opracowaniu z 1 952 r. (opubli­
kowanym w dwa lata później - Birkenmajer, 1 954) j ako należący do
"
jednostki ( " serii ) "pienińskiej przejściowej typu Kosarzysk". Jednostka
ta weszła następnie w skład wyróżnionej w rok później przez Birkenma­
jera (1 9,53) jednostki { " serii") niedzickiej. Cechą charakterystyczną tego
profilu jest wyjątkowo wysoki zasięg stratygraficzny fonnacji wapienia
czorsztyńskiego, która obejmuje piętra od kirnerydu ,po walanżyn (po­
ziom Calpionellites darderi - Birkenmajer, 1 977) włącznie, jak też mała
miąższość fonnacji wapienia pienińskiego (ok. 2 m). Z przykrywających
1 lnstytut Nauk Geologicznych Polskiej Akademii Nauk, PraOOWIlia Tektoniki Kar­
pat, ul. Sena<:ka 3, 31-002 Kiraków.
2 Rękopis przyjęto do drulru 30 kwietnia 1986 r.
56
MAREK OBERMAJER
Fig.
1
Położenie pienińskliego iPasa skałkowego na tle struktury geologicw.ej Karpat (we­
dlug Birikenrnajera, 1 979)
ProstoklIt oznacza położenie badanego obszaru w okollcach Niedz1cy
Key map to show position of the Pdenmy Klippen Belt in the Caxpathians (after
Bir'kenmajer, 1979)
Rectangle shows posiUon of the invest1gated area near Niedz1ca
formację wapienia pienińskiego zielono-czarnych utworów marglisto-łup­
kowych zaliczonych do formacji z Kapuśnicy, opisany został zespół ska­
mieniałości złożony z amonitów Hamites aff. attenuatus Sow., H. aff
flexuosus d'Orb., belemnitów Neohibolites minimu� (List.) i małży Au­
cellina aff. gryphaeoides Sow., TeHina sp. oraz planktonicznych otwor­
nic ThalmannineUa ticinensis (Gand.), wskazujących na alb (Kokoszyńs­
ka & Birkenmajer, 1 956). Wiek ten potwierdziły mikropaleontologiczne
badania Alexandrowicza (1 966) .
. Badania autora niniejszego artykułu wykazały istnienie powierzchni
typu twardego dna w stropie formacji wapienia pienińskiego, na kontak­
cie z formacją z Kapuśnicy (ogniwo brodniańskie; !por. Birkenmajer, 1 977,
fig. 25B). Powierzchnia ta, jest bardzo nierówna, z licznymi wyniosłoś­
ciami i zagłębieniami nie przekraczającymi kilku centymetrów. Zagłę­
bienia są wypełnione skondensowanym sedymentacyjnie wapieniem
otwornicowym, który utworzył się po górnym hoterywie a przed górnym
albem (patrz niżej).
Przykłady twardego dna, z najwyższej jury i dolnej kredy pienińs­
kiego pasa skałkowego, zostały opisane głównie z jednostki czorsztyńskiej
(Birkenmajer, 1 958b, 1 963, 1 977 ; Alexandrowicz et al., 1 968). Przerwy
sedymentacyjne i przykłady twardego dna tego wieku znane- są też z jed­
nostek czertezickiej i niedzickiej innych obszarów pienińskiego pasa
skałkowego w Polsce (Birkenmajer, 1 9 70, 1 977).
Autor niniejszego artykułu pragnie wyrazić wdzięczność prof. dr K. Bi'l'ken­
majerowi za wnikliwą dyskulSję i pomoc w zredagowaniu tekstu, dr K. K.rajewskie­
mu za udostępnienie maszynopdsu jego pra·cy do'ktorsikiej i dyskusję, dr M. A. Ga­
sińskiemu zaś za pomoc w oznaczeniu p1anktoniC7ID.ych otwomdc dolnok.edowych.
DOLNOKREDOWA POWIERZCHNIA NIECIĄGŁOSCI
57
BIOSTRATYGRAFIA
Profil j ednostki niedzickiej w progu wodospadu w dolinie Kosarzysk
był kilkakrotnie szczegółowo opisany przez Birkenmajera (1 954, 1 957,
1 958a, 1 977). W profilu tym obserwujemy ciągłość sedymentacyjną' od
formacji radiolarytów z Czajakowej (oksford), przez formację wapienia
czorsztyńskiego {kimeryd - walanżyn), po formacj ę wapienia pienińskie­
go {pa,trz Birkenmajer, 1 977 s. 60). Na wapieniu pienińskim z przerwą
sedymentacyjną leżą utwory formacji z Kapuśnicy (fig. 2, 3), w któ­
rych Birkenmajer (op . cit., fig. 25B) wyróżnił ogniwo brodniańskie (dol­
ne) i ogniwo rudińskie (górne).
Badania mikropaleontologiczne autora obejmują odcinek profilu od
najwyższej części formacji wapienia czorsztyńskiego (wapień bulasty),
przez formację wapienia pienińskiego (wapień rogowcowy), do naj niższej
części formacji z Kapuśnicy (ogniwo brddniańskie) .
Strop formacji wapienia czorsztyńskiego
W najwyższej części formacji wapienia czorsztyńskiego stwierdzono
występowanie dużej ilości szczątków organicznych. W większości przy­
padków są to fragmenty pokruszonych aptychów, skorup mięczaków lub
ramienionogów, skalcytyzowane radiolarie, Spikule gąbek, kolce je­
żowców oraz trudno oznaczalne fragmenty otwornic b entonic�nych (tab.
V, 1 ) . Wśród tych licznych, nieoznaczalnych szczątków organicznych pos­
policie występują kalpionelle: Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Fi1i­
pescu) i Calpionellites darderi (Colom) (tabl. V, 4-6). Pozwala to przy­
jąć wiek dolnego walanżynu dla tej części profilu (na podstawie sche­
matów wiekowych: Allemann et al., 1 971 ; Borza, 1 984), co jest zgodne
z wcześniejszymi Idanymi Birkenmajera (1 977).
Formacja wapienia pienińskiego
Przejście pomiędzy formacją wapienia czorsztyńskiego (wapień bu­
lasty) a formacją wapienia pienińskiego (wapień rogowcowy) jest ciągłe.
Wapień czorsztyński bieleje ku górze przechodząc w nieuławicony, zbity
wapień barwy białej miąższości 40 cm, który należy już do formacji wa­
pienia pienińskiego (część dolna w omawianym profilu). Rozpoznano tu­
ta j mikrofację radiolariową z licznymi protoglobigerynami (tabl. VI, 2),
spikulami gąbek i fragmentami szkieletowymi szkarłupni. Kalpionelle
(Tintinnopsella sp.) i storniosfery (Stomiosphaera echinata Nowak) wys­
tępują tu rzadko. Ten odcinek profilu prawdopodobnie reprezentuje gór­
ny walanżyn.
Górna część formacji wapienia pienińskiego reprezentowana j est
w -omawianym profilu przez cienki ( 1 , 5 m) kompleks uławiconych wapie­
ni barwy jasnozielonej, z rzadkimi rogowcami. Dla tej części wapienia
charakterystyczna jest mikrofacja nannokonusowa z licznymi otwornica­
mi z rodzajów Textularia, Dorothia, Tritaxia i Lenticulina (tabl. VI,
3-5, 9-12) i skalcytyzowanym\ radiolariami. W części nieco niższej wy­
stępują często: Colomisphaera heliosphaera (Vogler), C. vogleri (Borza),
Cadosina semiradiata Wanner (tabl. V, 7, 8, 1 1) oraz rzadko C. fusca
Wanner, Stomiosphaera sp. i TintinnopseUa carpathica (Murgeanu et Fili-
58
MAREK OBERMAJ'EB
45
[][[]] lA � lB _ 2 1illIII 3
� 4B 1-:: 1 5 Wlli.W
�6
... . . . . .
NW
wo d os p a d
waterfa l l.
.
,
,
I
I
SE
2
o
2
3m
4A
®
Fig. 2
Szkic geo1.C7JIly wystęPQWania jednostki n:ie c1.ziddej w dolinie Kosarzysk (A)
i profil jedms1lki nied:riokiej wodospadu (B). Według BiI1kenmajera (1958; ob�aśnielIliiia zmodyfi1ro\WlIle - Bia'lkenmajer, 1 977)
l
- formacja rad.10laryt6w z Czajakowej
(JA
- ogniwo rad.10laryt6w z Podmajerza: IB - 0'­
niwo racllolaryt6w z BuwaJdu): li - formacja wapienia czorsztyńsldego: 3 - formacja wapie­
nia pienlfl.Bll:iego: f - formacja z Kapuśnicy: (fA - ogniwo brodniat\skie: fB - ogniwo rud1:lle­
slde):
S - formaCja
margli
z
Jaworek:
A -
A
8 - formacja
- proW skałki
sromowiecka:
wodospadu
'I - krawtldzie
akarp:
Geologioal map (A) and profile (B) of the Niecbica Succession at Kosarzyska Valley
I(after Bir!kenmajer, 1958; expLanationlS' modified
(lA
-
Birkenma�er, 1 977)
Member: ID - BuwaJd
Radiolante Member): li - Czorsztyn Limestone Formation; 3 - Pieniny lJmestone FormatioD:
l - Czajakowa
• - Kapu.nica
Badiolarite
FormatioD
FormatioD
- Podmajerz
(fA - BrodDo Member:
Badiolerite
fD - Budina
Member):
S - Jaworki
Marl
Formatlon ; 6 - Sromowce Formation: 7 " - escarpments; A - A - geological cross-scctlon
POWIEBZCBMlA NIECIĄ,Gł.OSCI
DOLNOKBEDOWA
59
Q.
VI
VI
::::J
C
o
u
o
c
c
DOLINA KOSARZYSKA
w o dospad
/ /
....
....
....
"' "
.... ,
"'
z
�«
wi
o:: w
0:: 0::
3
/
o
�
II
hiatus
/
« o::
aI
«
.�
o
z o::o
water fa I I
aI Z
«
...J _
«�
«
Q.
VI
CD
2
m
1.0
VI I t""'"
0.0
-
�� �
0. 5
:--r
:..-L:
I
rJ" 11
l
1
I
�Wb 1;:-y;J I I I : I
_I ł �
T
-
wm
wr
m
Wg. 3
Profil LitostratygrafLczlny dolnej kredy jednostki nied7Jiddej w Doli.nde Kosarzysk
(WIOdospad)
J - formacja wapleD1a cZDrsztyilskl.ego:
J - formacja wapienia plenlńalr::l.ego: J - formacja
wm - wapień masywny nleuławicony: Wf' - wapleil
rogowcowy ; WO - wapień otworn1cowy; ł - łupek: m - margiel; Ct. - Calptoneltłtes; T. - TłntłnnoJ)8eUa; C. - CalptoneUa; Col. - Colomł8phaera; St. - SCOmłosphaera; Cd. - CaIiosłna; H. - HedbergeUa
z Kapuśnicy: wb
-
wapleil bulasty:
Lithostratigraphiic oo1umn of the Lower · Oretaceous of the N'iedzica Sucoession at
K&.>arzyska VaUey (waterfaJJ)
J
- Czorsztyn Limestone Formation: Z
-
Pieniny Llmeatone Formation:
raminlferał łimestone; l
ptonelta;
Col.
-
-
3-
Kapulln1ca For­
1DO - fo­
- shałe; m - marł; Ct. - CalptonetUtes; T. - Ttnttnnop8eUa; C. - Cal­
Colomł8phaera; St. - Stomłosphaera; Cd. - CaIiosłna; H. - Hedber"eUa
mation; wb - nodular llmeBtone: wna - mass1ve limestone: Wf'
cherty limestone;
60
MAREK OBERMAJER
pescu). W części nieco wyższej stwierdzono pojawianie się częstych Co­
lomisphaera vogleri (Borza) oraz rzadkich Stomiosphaera echinata Nowak
(tabl. V, 1 0), Tintinnopsella carpathica (Murgeanu et Filiipescu) i Calpio­
nella alpina Lorenz (tabl. V, 3).
W najwyższej części fonnacji wapienia pienińskiego występuje mi­
krofacja nanndkonusowo-radiolariowa z licznymi Stomiosphaera wanneri
Borza (tabl. V, 2, 9) i rzadkimi Co1.omisphaera heliosphaera (Vogler) .
S. wanneri Borza jest znana z utworów od górnego beriasu do barremu,
głównie w górnym walanżynie i hoterywie, słowackiej części pienińskie­
go pasa skałkowego (Borza, 1 969, 1 984). Mikrofacja z licznymi S . wan­
neri Borza została rozpoznana przez autora także w profilu fonnacji wa­
pienia pienińskiego jednostki pienińskiej żłobiny-Macelowa koło Sromo­
wiec (por. opis profilu - Birkenmajer, 1 958a, 1 977, 1 979) powyżej po­
ziomów kalpionellowych. Wydaje się, że górna część formacji wapienia
pienińskiego w profilu jednostki niedzickiej omawianym w niniejszej
pracy reprezentuje d�lny hoteryw.
W sąsiednim profilu jednostki niedzickiej w skałce na południe od
starej drogi Falsztyn - Niedzica (w odległości kilkudziesięciu metrów
od profilu wodospadu), Gąsiorowski (1 962) stwierdził występowanie w naj­
wyższej części formacji wapienia pienińskiego (wapienia rogowcowego)
aptychów z gatunku Lamellaptychus angulocostatus (Peters), który jest
charakterystyczny dla poziomu aptychowego VIII datowanego na walan­
żyn - dolny barrem (Gąsiorowski, 1 962; Durand-Delga & Gąsiorowski,
1 97 0). Jednakże brak w najwyższej części formacji wapienia pienińskiego
w profilu wodospadu mikrofacji hedbergellowej , charakterystycznej dla
utworów od górnego hoterywu do albu (zwłaszcza dla barremu), skłania­
ją autora do przyjęcia wniosku, że w zbadanym profilu brak jest osadów
górnego hoterywu i części barremo-aptu.
Formacja
z
Kapuśnicy
Na granicy formacji wapienia pienińskiego i formacji z Kapuśnicy wystę­
pU j e chat:akterystyczna, bardzo nierówna powierzchnia twardego dna
z licznymi zagłębieniami (tabl. I-III). W zagłębieniach tych znajduje się
rezydualny osad skondensowanego sedymentacyjnie wapienia otworni­
cowego z masowo występującą formą Hedbergella delrioensis (Carsey)
(tabl. IV ; tabl. VI, 1 ) . W wyżej ległych zielonych marglach występuje mi­
krofacj a hedbergellowa z rzadkimi Cadosina oraviensis Borza (tab l. V,
1 2-13); gatunek ten jest znany z albu pienińskiego pasa skałkowego
i Tatr (Borza, 1 969, 1 984 ; Kraj ewski, 1 984).
Oznaczenie gatunkowe otwornic planktonic znych w płytkach cien­
kich jest bardzo trudne, a odróżnienie od siebie niektórych gatunków,
np. Hedbergella trocoidea (Gandolfi) - formy aptu, od Ticinella roberti
(Gandolfi) - formy albu, jest często niemożliwe. Opisanie przez Alexan­
drowicza (1 966) z naj niższej części formacji z Kapuśnicy zespołu otwornic
planktonicznych z Ticinella roberti (Gandolfi), T. breggiensis (Gandolfi),
T. ticinensis (Gandolfi), Hedbergella planispira (Tappan), występowanie
gatunku Cadosina oraviensis Borza (8 egzemplarzy w szlifie+ oznaczonego
przez autora, jak też makrofauna a'lbskich amonitów Hamites aff. attenua ­
tus Sowerby, i H. aff. flexuosus d'Orbigny i belemnita Neohibolites mi­
nimus (Lister) z tej samej fonnacji w wyższej części profilu (Kokoszyń-
DOLNOKREDOWA POWIERZCHNIA NIECIĄGŁOSCI
61
ska & Birkenmajer, 1 956), wyraźnie określają albski (prawdopodobnie
górnoalbski) wiek tej części formacji z Kapuśnicy (ogniwo brodniańskie).
Na tej podstawie autor przyjmuje dla warstwy skondensowanego wapie­
nia otwornicowego wiek w granicach: ?apt - alb.
P,onieważ dla barremu i aptu nie wydzielono poziomów biostratygrafiemych
opartych na otwornicach planktonicznych, dokładne sprecyzowanie granic pięter
barrem/apt i aptlalb bez znalezisk xnakrofauny nastręcza duże trudności. W takim
przypadku pomocne mog�by się okazać kalpione1le z rodzajów Praecolomiella
i Colomiella {Borza, 1984), jednakże ich występowanie nie zostało stwierdzone w ba­
danym profilu.
CHARAKTERYSTYKA POWIERZCHNI NIECIĄGŁOSCI SEDYMENTACYJNEJ
Strop wapienia pienińskiego
Powierzchnia nieciągłości sedymentacyjnej zaznacza się w strqpie
formacji wapienia pienińskiego. Jak już wyżej wspomniano, jest ona bar­
dzo nierówna (hummocky
w terminologii anglosaskiej) i charaktery­
zuje się występowaniem bardzo nieregularnych wyniosłości i zagłębień
nie przekraczających 3 cm (fig. 4; tabl. I, II). Obserwacje mikroskopOwe
wykazały, że powierzchnia ta pokryta jest cienką warstewką tlenków że­
laza i manganu. W wapieniu pienińskim widoczne są liczne, drobne, bar­
dzo Illieregularne �ęlk8JIlia i szczelinki prawdopodobnie .pochodzenia tek­
tonicznego (efekt synsedymentacyjnych podmorskich trzęsień ziemi ? por. tabl. I), których powierzchnie są w wielu przypadkach podobnie
zmineralizowane. W wapieniu tym stwierdzono także ślady drążeń wie­
loszczetów, z uwagi jednak na małą ilość materiału dostępnego do badań
nie wyjaśniono, czy występują one wyłącznie w wapieniu i są starsze od
powierzchni nieciągłości sedymentacyjnej, czy też z tą powierzchnią się
wiążą·
Zagłębienia występujące na powierzchni nieciągłości sedymentacyjnej
wypełnione są osadem sedymentacyjnie skondensowanego wapienia otwor­
nicowego (fig. 4; tab. IV). Osad ten wypełnia również szczeliny i kanały
po wieloszczetach widoczne w niżejległym wapieniu pienińskim. W wa­
pieniu otwornicowym pospolicie występują drobne okruchy wapienia ro­
gowcowego (tabl. I), co wskazuje, że w czasie sedymentacji wapienia
otwornicowego wapień pieniński był już zlityfikowany.
Drążenia wieloszczetów, obok śladów oddziaływania drobnych orga­
nizmów na fragmenty szkarłupni, pospolicie występujące w wapieniu
otwornicowym, są jednymi z niewielu przejawów działalności organiz­
mów, jakie udało się zaobseTWować na !powierzchni nieciągłości, . nie
stwierdzono natomiast obecności organizmów inkrustujących.
,
-
Wapień otwornicowy
W wapieniu otwornicowym, wypełniającym zagłębienia w nierównej
powierzchni wapienia pienińskiego, masowo występują otwornice plank­
toniczne z rodzaju HedbergeZla. Jest to efekt kondensacji sedymentacyj­
nej . Skorupki otwornic, zwykle bardzo nieregularnie rozmieszczone, są
Q)
N
o 1 2
®
®
,.
(
5
!
!
10;P'
"
i
I
Fig. 4
Powierzchnia stropowa i przekroje poprzeczne najwy:Łnej ławicy �am181Cji wapienia pienińskiego
owY
Pola zakrop kowane - wapień otwornlc
wypełnlaJIICY zagłęblenla
Top surface and transverse sections of the highelst layer of the Pienl1ny Limestone Fonnat.1on
StlpPled - foramlnlferal llmestone filUng deprellllo
l llS In cherty l1meatone
63
DOLNOKREDOWA POWIERZCHNIA NIECIĄGŁOSCI
zachowane dobrze, najczęściej wypełnione materiałem otaczającym, rza­
dziej sparytem . kalcytowym. Osad wypełniający zagłębienia wykazuje
niekiedy ślady warstwowania przekątnego o małej skali, co wskazuje na
przemywanie osadu przez prądy przydenne w środowisku o niskiej
energii. W osadzie tym występuje mała domies2lka drobnych ziarn kwar­
cu, dość częste są natomiast grudki fosforanowe i ziarna glaukonitu.
Oprócz otwornic i , fragmentów szkieletowych szkarłupni, stwierdzono też
występowanie zębów ryb (tabl. VI, 6).
POWSTANIE POWIERZCHNI NIECIĄGŁOSCI SEDYMENTACYJlNEJ
Omawiana powierzchnia nieciągłości sedymentacyjnej mogła wytwo­
rzyć się na zlityfikowanym wapieniu pienińskim pod wpływem ruchów
pionowych dna morskiego, którym towarzyszyły podmorskie wstrząsy
sejsmiczne. W ten sposób można by wytłumaczyć powstanie spękań
w wapieniu wypełnionym osadem młodszym. Nieregularne zagłębienia
i wyniosłości tej powierzchni byłyby wynikiem przekształcenia wcześniej
powstałej siatki spękań pod wpływem chemicznego oddziaływania wody
morskiej. Procesy rozmywania chemicznego są znane jako jeden z czyn­
ników podwodnej destrukcji osadów węglanowych, zarówno w warun­
kach płytko- jak i głębokomorskich (por. Heim, 1 958; Hollmann, 1 964;
Bromley, 1 975; ,Fiirsich, 1 979; Malfait & Andel, 1 980).
Twarde dno utworzone na wapieniu pienińskim zostało z kolei po­
kryte bardzo cienką warstewką żelazowo-manganową, która wnika też
wapienia
plenlńsklego
trzt:slenla
ziemi
?
(efekt
-
po
podmorskiego
dolnym
botery­
wie a przed albem lub ?górnym aptem); C ­
-
erozyjne
przez
niszczenie
prądy
powlerzcbnl
podmorskie
dennej
(po dolnym
bote­
rywle a przed albem lub ?górnym aptem):
D
-
pelagiczna aedymentacja akonc1enaowa­
nego wapienia otwornicowego (?górny apt - alb); E - osadzanie sit: margli globige­
rynowo-radiolariowych w warunkach pogłębiającego
sit: zbiornika
(górny alb)
Model of orlgitn of sedimentaIy discon­
tirlUity surface during Lower Creta­
ceous, Niedzica SUCCess LOOl, Kosarzyska
A
-
Valley
sed1mentatlon and llthificaUon of the
Pieniny Llmestone FormaUon (Upper Valan­
ginian - Lower Hauterlvian) ; B - crus&ing
of llthi.fied Pieniny Llmestone (by aubmar1ne
Fig. 5
Model powstaa:rla powierzchni ruecrąg­
łości sedymentacyjnej w dolnej kredzJi.e
jednostki niedzickiej w Dolinie Kosarzysk
A
-
aedymentacja
I
Utyfllracja
wapleD1a
plellliulklego (górny walan!yn - dolny bote­
ryw);
B
-
epizod
krulzeD1a zlltyf1kowanego
seismlc shock 7
-
after Lower Hauterlvian
but before Alblan or 1Upper Aptłan); C
- submarlne eroslon and dissolutlon
mestone
bottom
Hauterlvian
Aptlan): D
but
-
by
currents
before
(after
Alblan
or
ol
-
U­
Lower
?Upper
pelagie condensed aedlmenta­
Uon of foramin1feral Umestone (?Upper Ap­
tlan - Alblan): E
of
-
pelaglc aed1mentatloD
Gtobł"enflll-Bac11olarla
,
blan)
marla
(Upper
Al-
64
MAREK OBERMAJER
w szczeliny w wapieniu. Na nierównej powierzchni twardego dna nastę­
powała z kolei pelagiczna sedymentacja skondensowanego wapienia
otwornicowego (fig . 5), składającego się głównie z otwornic, fragmentów
szkieletowych szkarłupni, zębów ryb, grudek fosforanowych, rzadkich
ziarn kwarcu i glaukonitu. Osad ten był przemywany przez słabe prądy
denne i gromadZli.ł się w zagłębieniach i szczelinkach twardego dna wa­
pienia pienińskiego. Tworzenie się wapienia otwornicowego zachodziło w
warunkach kryzysu sedymentacji węglanowej, stąd j ego bardzo niewielka
•
miąższość.
Z kolei, w albie górnym, powierzchnia twardego dna i nieciągła wars­
tewka wapienia otwornicowego zostały przykryte osadami pelagicznymi
otwornicowych margli i wapieni z wkładkami mułowców, reprezentują­
cych ogniwo brodniańskie formacji z Kapuśnicy (por. Birkenmajer. 1 9 77).
LITERA TURA - REFERENCES
ALEXANDROWICZ, S. W., 1 966. S tratygrafia środ!kowe j i górnej kredy w polskiejl
części pienińskiego Jl:B5a skałkowego (Stratigraphy of the Middle and Upper
Cretaoeous in the PoLis'h part oi the Pienimy K1i1ppen Belt). Z esz. Nauk.
Akad. GÓrn. -Hutn., 157 (Rozpr., 78): 1-142. Kraków.
ALEXANDROWICZ, S. W., K. BIRKENMAJER, V. SCHEIBNER & E. SCHEIBNE­
ROVA, 1968. Comparison oi Cretaceous stratigraphy in the Pieniny Klippen
Belt (Carpath ians) . II. Northern Ridge . Bull. Acad. Sd. Pol., geol., geogr.,
16 (2): 85--9 0. Vars·ovie.
ALLEMANN, F., R. CATALANO, F. FARES & J. REMANE, 1971. Standard Cal­
p�onellid zonation (Upp er TIthonian - Valanginian) of the Western Medi­
terranean Province. Proc ee d. II Plankt. Conf. (Roma, 1970): 1337-1340. Roma.
BIRKENMAJER, K., 1953. Prel im inary revisi<Jn of the iStratigraphy of the Pieniny
Klippen Belt senes ,in PollllI1d. Bull. Acad. Sci., III, l (6): 271-274. Var­
sovie.
BIRKENMAJER, K., 1954. Sprawoz danie z badań geologicznych wykonanych w pie­
nińskim pasie skal!kowym w latac h 1 950-1951 (Geological res ear ches in the
Pieniny Klippen Bełt, Central Carpathia=). Inst. G eo l., Biul., 86: 81-1 15.
W�szawa.
BIRKENMAJER, K., 1957. ZabytM przyrody nieożywione j pienińskiego pasa skał­
k owego . I : Odcinek przełomowy doliny Dunajca między Zamkiem Czorsz­
tynem a Zamk iem Ntiedzicą (Monuments of inanirnate natu re in the Pie­
niny Kli pp en Belt. I : The gorge of the Dunajec valley between the cast1es
of Czorsztyn and Niedtica). Ochro Przyr., Rocz., 24: 1 57-174. Kraków.
BIRKENMAJER, K., 1958a. Przewodnik geologiczny po pienińskim pasie skałkowym,
l-IV. Wyd. Geol . Warszawa.
BIRKENMAJER, K., 1 95Bb. Submarine erosional breaks llII1 d Late JurasSlic sy­
norogenic movements in the Pieniny Klippen Bełt geosyncline . Bull. Acad.
Pol. Sci., chim., geol., geogr . , 6 (8): 545-549. Varsovie.
BIRKENMAJER, K., 1963. Str atygra fia i paleogeografia serii czors ztyńskiej pie­
nińskiego paJSa skałkoweg,o Pols ki (Stratigraphy and palaeogeography of the
Czorsztyn Series, Pieniny Klippen Belt, Carpathians, in Poland). Stud. Geol.
Pol., 9 : 1-380. Warszawa.
K., 1 970. Przedeoceńskie struktury fałdowe w pienińskim pasie
skałkowym Polski (PTe-Eocene fold structures ,in the Pieniny Klippen Belt,
Carpathians , of Poland) . Stud. G e ol . Pol., 31 : 1-77. Warszawa.
BIRKENMAJER, K. 1977. Jurassie and Cretaceous lithostratigraphic units of the
Pieniny Klippen Beł t, Carpathians, Poland. Stud. G eo l. Pol ., 45: 1-158.
WarSlzawa.
BIRKENMAJER, K., 1979. Przewodnik geologiczny po pienińskim pasie skałkowym.
Wyd. Geol., Warszawa, pp. 1-236.
BORZA, K., 1 969. Die Mikrofazies und Mikrofossilien des Ober;uras und der Un­
terkreide der Klippenzo ne der Westkarpaten. VerI . Slow. Ak ad. Wiss., Brati­
slava, pp. 1-301.
BIRKENMAJER,
DOLNO KREDO WA POWIERZCHNIA NIECIĄGŁOSCI
65
BORZA, K.. 1984. The Upper J.urassi!c � Lowal" CretaceoUlS parabi<l6tratigraphic
scale on the basis 01 Ti.ntirulinae , Cados.inidae, StomiJosphaerddae, Ca:lcisphae­
l'ulidae and other microfu6sils from the West Carpathians. Geol. Zborno Geol.
CaTpath., 5 (35): 539--550. Brat.i51ava.
BROMLEY, R. G., 1975. Trace fossils at omi.ss ion surfaces. In: R. W. Frey (ed.),
The study oj tTace fossus: 399-428. Springer, New York.
DURAND-DELGA, M. & S. M. GĄSIOROWSKI, 1970. Les niveaux li Aptych'US
dans les pays autour de la Mediterranee occi dentale et cI.ans les Caripathes.
C-R. Seanc. Acad. Sci. PaTis, D : 767-770. Paris .
FDRSICH, F. T., 1 979. Genesis, environments and e<:<>logy of JW'assk hardg:rouncls .
N. Jb. Geol. Palaont., Abh., 158 (1): 1-63. Stuttgart.
GĄSIOROWSKI, S. M., 1 962.. Aptychi wom th e Dogger, Malm and Neooomian in
the Wes tern Calrpathilans, and their stratigl'aphical
vallue. Stud. Geol. PoZ.,
.
1 0 : 1-151. Warszawa.
HEIM, A., 1958. Oceanie sed'iiInentation and submarine d:iscontinuities. Ecl. Geol.
Helv., 51 : 642-649. Basel.
HOLLMANN , R., 1964. SublSlolutiOOlS-Fragmente (Zur Biosilratilll.OIIllie dN Ammono­
tdea im ' Malm des Monte BaJ. do, Norditalien) . N. Jb. Geol. Palaont., Abh.;
1 19 : 22-82 . Stuttgart.
KOKOSZYNSKA, B. & K. BIRKENMAJER, 1956. Fauna albu serii nieclzi,ckiej pasa
Skałkowego Pienin (Albian fauna of the Niedzica Series from the Klippen­
-Belt of the Pi!eniny Mts). Acta Geo!. Po!., 6: 371-380 . . Warszawa.
KRAJEWSKI, K., 1984. Sedimentology of the Albian phosphate-bearing condensed
seąuence in the Polis h Tatra Mountains, WesteTn CaTpathians. Docto«'al The­
sis (mscr.). I nst. Nauk Geo!. PAN. Warszawa .
MALFAIT, B. T. & T. H. ANDĘL, 1980. A modem. ,oceanie ha!rdground on the
CaTnegie Riclge in the Eastern Equatorial
PacULe. Sedimentology, 27 : 467.
496. Oxford.
MaTek ObeTmajer
LOWER CRETACEOUS SEDIMENTARY BREAK IN THE NIEDZICA SUCCESSION
NEAR NIEDZICA, PIENINY KLIPPEN BELT, CARPATHIANS (pOLAND)
Summary
A sedimentalry break of harclground type has bee n reoognized at the bounda.ry
or the Pieniny LLmestone Forma tion and the Kapuśnica Formation (sensu Birken­
maj er, 1 977) ·in a vaT,iety of the Niedzica Succession, Pieniny Klippen Belt, Car­
pathians, Poland (Figs 1-3).
At a section of the NiedzJ.ca Su ccessiJon :in the Kosarzysik.a Valley near Nie­
dzka, the age of the Pieniny Limestone Formation . (cherty limestone), based on
microorganisms, correlates with Upper Valangilnian thro ugh Lower Hauterivian. The
lower part of the limes1lone is developed in radiolaria miarofacies COII1.taining nu­
merous protoglobigerinas and s car ce Tintinnopsella caTpathica (Murgeanu et FiJ.ł­
pes eu) and Stomiosphaera echinata Nowak . The upper part of the l i mestone repre­
sents nannoconus microfades with numerous foraminifera (genera TextulaTia, Do­
Tothia, TTitaxia and Lenticulina), calpionelli ds of the genera Tintinnopsella and Cal­
pionella, an d stomiJosphaerids ColomisphaeTa vogleTi (Borza), C. heliosphaeTa (Vog­
l er), Cadosina semiTadiata Wanner and Stomiosphaera wanneTi Borza (Fig. 3; PIs
V-VI).
The cherty limestone (Pieniny Limestone Formation) is cover e d direeUy, but
with a sedimentary break, by green and blaok marls and shales o f the Kapuśnica
Formation eontaining, La., Cadosina oTaviensis Borza a nd f.oraminifeoo (e. g., of
the genus Hedbergella). Albian f.oramilnifera and ammonites have been described
from this formation by Kokoszyńska and Birken:majer (1956) and Alexandirowicz
.
(1 966) .
66
MAREK OBERMA.1ER
The sedimentwv break alt the boundary of the Pieruny Lirnestone Formation
and the Kapuśnica Formation is ch8lracterized by uneven, small-scale hummodky
surface of hardground type (Figs 4, 5, Pls I-IV), developed on top of the cherty
limestone. The 11mestone lSUlI'iia� is cov·ered by ferruginous-ananganese glaze and by
very thin candensed foramilniferal Iirnestone wruch also filIs smalI neptunian dykes
in the cherty liIIllestonJe substratum. The foraaniniferal limestone contaiills maimJ.y
tests of forami.nilfers HedbeTgella !Sp., moreover echinoid ske1etal remains, fislh teeth,
phosphati.c pelIets, glauoonite and single fi.ne quartz graw, moreover lithodasts of
cherty limestane kom 'tihe ISJUbstratum. The age of the oondensed limestone May
carres,pond to ?Upper AptiaJn - AIlbian, whLle the sedrlmentary brea'k wouid re­
present the Upper HaJu1lerivian - Lower Aptian tJiJme spano
Institute of Geological Sciences
of the Polish Academll of Sciences,
CaTpathian Tectonics LaboTatoTlI,
Senacka 3, 31-002 KTaków
OBJASNIENIA TABLi c
EXPLANATIONS OF PLATES
T a b l i c a (Plate) I
1 - Powienc'hnda nieciągł� sedymentacyjnej (H) w stropie formacji wapienia pie­
nińskiego (PLF). Rezydual� osad wa�enia otwornklowego (FL) wypełnia za­
głębienia i szczeliny teJktonicme (TF) w wapieniu .pienińskim. Poprzecmy prze­
krój najwyższej ławicy formacj,i wapienia - pienińskiego
Sedimenta.ry disoontinu'ity surface (H) at the top of the Pienmy IAmestone
Fonnation (PLF), transverse se<:tiJoo.. ResidWaa foram:iIniferall. I:imesto!le (FL) fills
smaJl'l deprests.:ilons aJIld tectondc c:racks (TF) !Jn the Limestxme cherty
2 - Jak wyżej, w [email protected] 'Otwornicowym (FL) widoczne litdklasty wapien!ia pie­
nińskiego (PLF)
As above, lithoc'lasts (L) of cherty IirnestonJe {PLF) v:isible :In roramiln!iferal
l:iJnestone (FL)
T a b l i c a (PIate) II
1 - PowierzchItia stropowa najwyższej ławicy wapienia pienińskiego (PLF) z za­
głębieniami wypełnianymi przez wapień otwornicowy (FL)
Top surface of the higihest Iayer of the Pieniny Limestone FOIl'lnatiion (PLF),
depressions filled with foram.in'Ueral limestoIJe (FL)
2 - Ten sam okaz, przekrój poprzeczny ławicy wapienia, ob jaśndenia jak wyżej.
Same specimen, transverse sectian, E6tplanations as above
T a b l i c a (PIate) III
1, 2 -
Powierzchnia stropowa najwyższej ławicy wapienia pieniń!sDciego, objaśnie­
nia jak tabl. I, II
Top surlace of the highest Iayer of the Pieruny Limestone Formation,
pIanations as in Pls I, II
T a b I i c a (pIate) IV
1 - Kontakt wapienia pienińsltiego i wapienda otwornicowego, X 7
Contact of the foraminiferaI 1imestone with the cherty limestone, X 7
2 - Jak wyżej, X 60
A3 above, X 60
ex­
67
DOLNOKREDOWA POWIERZCHNIA NIECIĄGLOSCI
T a b l i c a (Plate) V
-
,
Mik::rofacja z aptychami kalpionellami, sakkokomami i protoglobigerynami.
Formacja wapienia czorsztyńsltiego (strop), dolny walanżyn, X 60
Microfacies with Aptychus, calpionellids, sacc000maL9 8IIl!d protoglobigerinas.
Czorsztyn Limestone Forma1lion, top part, Lower Valanginian, X 60
2
Milklroiacja 'namJ.okonusowa z e StomiosphaeTa wanneTi Borza. Forma cja wa­
pienia pien:ińsk'iego dołiIv hoteryw, X 220
Nannoconus miorofacies IW'ith StomiosphaeTa wanneTi Borza. pj,eniny Liroe­
stone Formation, Lower Hauterivia.n, X 220
3
Calpionella aLpina Lorenz. Formacja wapienia pienińskliego, dolny hoteryw,
X 220
Calpionella aLpina Lorenz.. Pieniny Limestol1e Formation, Lower Hauteri­
v:ian , X 220
4, 5 - Calpionellites daTdeTi (Colom). Formacja wapienia czorsztyńsktieg;o (część
stropowa), dolny walaJIlŻyn, X 220
Calpionellites daTdeTi (Colom). Czorsztyn Limestone Forma-tion (top part),
Lowex Valangindain, X 220
6
Tintinnopsella caTpathica (Murgeanu et Filipescu). Formacja wapienia czorsz­
tyńskiego (część stropowa), dolny walaJll żyn, X 220
Tintinnopsella caTpathica (M urgeanu et Fililpescu). Czorsztyn Limes:tone For­
mation (top part), Lower ValanginiaJn, X 220
7 - ColomisphaeTa vogleTi (Borza). Formac ja wapienia pienińskiego, domy ho­
teryw, X 250
ColomisphaeTa vogleTi (Borza). Pieniny Limestone Formation, Lower }Jaute­
rivian, X 450
8
COlomisphaeTa heliosphaeT a (Vogler) . Formacja wapienia pienińskiego , dolny
hoteryw, X 450
ColomisphaeTa heliosphaeTa (Vogler) . Pieniny Limes1lone FormatiJOon, Lower
Hauterivian, X 450
9 - StomiosphaeTa wanneTi Borza. Formacja wapienia �ien'ińskiego, dolny ho­
teryw, X 450
StomiosphaeTa wanneTi !!orza.' Pieniny LimestO!ne Formatdon, Lower Haute­
rivian, X 450
10 - StomiosphaeTa I echinata Nowak. Formacja wapian!ia pienińskiego, dolny hoteryw, X 450
.
StomiosphaeTa echinata Nowak. Pieniny Limestone F'lormation, Lower Haute­
rivian, X 450
11 - Cadosina semiTadiata Wanner. Formacja wapienia pienińskiego, dolny hote­
ryw, X 450
Cadosina semiTadiata Wann &'. Piendny L'imestO!ne Formation, Lower Haute­
rivian, X 450
12, 13 - Cadosina OTaviensis Borza. Formacja z Kapuśn�cy , alb (? doilny) X 220
Cadosina oTaviensis Borza. Kapuśnica Formation, Albian (?Lower)
l
-
,
-
-
-
,
,
Ta blica
2
3
4
5
6
'I
(plate) VI
- Mikrofacja hedbergellowa. Wapień otwornicowy, ?górny apt - alb, X 60
HedbeTgella microfaoies. Foraminiferal limestone, ?Upper Aptian - Al­
bian, X 60
- Protoglobigerinae. Formac}a wap ienia pienińskiego, górny walanżyn, X 80
Protogg,obiger.inae. Pieniny Limestone Formation, Upper . Va1 angiJnian, X 80
TextulaTia sp. Formacja wapienia pienińskiego , dolny hoteryw, X 11 0
TextulaTia sp. Pieniny Limestone Formation, ' Lower Hautell'ivian, X 110
?NodosarLidae. Formacja wapienia pienińskiego, dolny hoteryw, X 110
?NodosariJidae. Pieniny Limestone Forrnation. Lower Hauterivian, X 110
Lenticultna sp . Formacja wapienia pienińsk.lego, dolny hoteTyw, X 1 1 0
Lenticulina sp. Pnerrlny Limestone Formation, Lawer Hauterivian, X 110
Ząb ryby. Wapień oŁwom.icowy, ?górny apt - alb, X 110
Fish tooth. Foraminiferal 1irnestone, ?Upper Aptian - Albian, X 1 1 0 .
?Cadosina sp. Formacja wapienia pienińskiego dolny hoteryw, X 330
?Cadosina sp. Pieniny LimestO!ne Formation, Lawer Hauterivian, X 330
�
-
-
�
-
,
68
MAREK OBERMAJER
Kolec Jerowca . Focmacja wapienia pieni&lk.iego, dolny hoteryw, X 55
Echinoid spine. Pieniny Limestone FonnaUcm, Lower Hauter,ivian" X
9, 10 - Dorothia sp. Formacja wapienda pienińskiego, dolny hoteryw, X 1 1 0
Dorothia sp. PJeniJny Liinestone FOl'mation, Lower HauterilVlian. X 1 10
11 - Textularia sp. Ebrmacja wapienia pienińskiiego, dolny hoter>yw, X 1 1 0
Textularia sp. PiendJny Li:mestone F'ormation, Lower Hauterivian, X 1 1 0
12 - Tritaxia sp. Formacja wapienia pienińskiego, doLny . hoteryw, X 1 10
Trita:ria sp. Pieniny Limestone Forma1lion, Lower Hauterivian, X 110
8
-
55
STUDIA GEOLOGICA POLONICA, VOL. XCII,
o
1
1887
R.
TABLICA (PLATE) I
3 cm
- DolnokI'edowa powierzchnia rrieciągł-ości sedymoortacyjnej w jed­
nostce niedzic:kiej okolic Nliedzicy, pienińsk-i pas skałkowy
M. OBERMAJER
STUDIA GEOLOGI CA POLONICA, VOL. XCII, WS7 H .
o
2
TABLICA (PLATE) II
3 em
M. OBERMAJER - Dołnolkredowa powierzchnia nieciągłości sedymentacyjnej w jed­
nos.tce niedri c:ktej okolic Niedzicy, pienińs1ci pas skałkowy
STUDIA GEOLOGICA POLONICA, VOL. XCII,
151'17 R .
TABLICA (PLATE) III
M. OBERMAJER - Dolnokredowa powierzchnia rueciągłości s edymentacyjnej w jed­
IliOS tce niedzickiej okolic Niedzicy, pieniński pas skałkowy
STUDIA GEOLOGICA POLO N I CA , VOL. X C I I , 1587 H .
TABLICA (PLATE) IV
M. O BERMAJER - Dolnokredowa powierzchnia nieciągłości sedymentacyjnej w j ed­
nostce niedzickiej okol i c Niedzicy, pieniński pas skałk,owy
STUDIA GEOLOGICA POLO NI C A , VOL, X C I I , 1937 H .
TABLICA (PLATE)
V
M. O BERMAJER - Dolnokredowa powi erzchnia nieciągłości sedymenta c y j nej w j e d ­
n o s t c e n i ed z i ck i e j okol i c Niedzicy. p i e n i ń s k i pa s skałkowy
S T U D I A GEOLOGICA POLO :-.i I CA . VOL. X C I I . t�87 H .
TABLICA (PLATE) VI
M. OBERMAJER - Dolnokredowa powierzchnia nieciągłości sedymenta cyjnej w jed­
n o st ce niedzickiej okol ic N·iedzicy. p i eniński pas sk ałkowy
S T U D I A
G E O L O G I C A
P O L O N I C A
Vol. XCII, Warszawa 1987
Budowa "eologłczna ptentńskte"o pasa .kaUcowe"o
Pod redakcją
K. Btrkenma1era
VII
Cz.
A N D R Z E J J. K R A W C Z Y K i
T A DE U S Z S Ł O M K A l
EGZOTYKI Z FORMACJI SZLACHTOWSKlEJ '
PIENI�SKIEGO PASA SKAŁKOWEGO 2
Exotic rocks from the Szlachtowa Formation (Jurassie flysch)
of the Pieniny Klippen Belt, Carpathians
(Fig. 1)
S treszczenie
Op,isano okll"uchy skał egiotycmych z ławicy -czarnych łupków w promu for­
macji szlach1x>wskiej ( ?gómy toark - aalen) w Jaworlka-ch (jednostka Grajcarka,
pieniński pas Skałkowy). Są to ostrdkrawędziJSte okruchy murowców, piaskowców,
wapieni i dolomitów przeciętnej wielkości ok. 15 mm. Pochodzą ooe najprawdo­
podobniej z geantykHny czorsztyńskiej, skąd dostały się do basenu magursk iego
(jednostk'i. Graj caa.1ta) przy ud2lia'le nieWdelk.1ego podmorskiego spływu gruwwo­
-błotnego.
WSTĘP
W trakcie badań terenowych prowadzonych na obszarze wychodni
utworów formacji szlachtowskiej sukcesji magurskiej (j ednostki Graj­
carka) pienińskiego pasa skałkowego, znaleźliśmy w j ednym z profili ła­
wicę czarnych łupków marglistych z egzotykami. Profil ten, odsłonięty
w korycie Grajcarka w Jaworkach koło Szczawnicy (fig. l A), reprezen­
tuje typowo wykształcony flisz drobnorytmiczny (fig. 1 B) . W naszym
opracowaniu sedymentologicznym formacji szlachtowskiej (Krawczyk &
Słomka, 1 986) zamieściliśmy jedynie wstępną informację o tym zma­
lezisku. Obecnie - po przeprowadzeniu uzupełniających prac tereno­
wych - przedstawiamy opis bardziej szczegółowy.
ŁAWICA EGZOTYK OWA
Ławica łupków z egzotykami występuje w obrębie dolnego pakietu
drobnorytmicznego formacji szlachtowskiej (ogniwo drugie sensu Birkenl Instytut
Geologii i Surowców Mineralnych
S. Staszka, al. Mi:ckieWiicza 30, 30-059 Kraków.
z Rękopis wpłynął do redakcji 9 maja 1986 r.
Akademii - Górniczo-Hutniczej
im.
70
ANDRZEJ J. KRAWCZYK, TADEUSZ SŁOMKA
5 km
D i a g ra m y
©
Z i ng g ' s
Pet r o g raphie
': : :
JJ
I '
.• ' "
p e t r o g ra l i e z n y
•
,I
, J
"
:
•
.
Ss
L-___.
0.2
0.<
�
0.6
b/
loo
�
- - - ''': � -
e o m posi t i o n
Z i n g ga
dia g rammes
.
.
I
I
I
I
I
..
0.2
.. . : . ;
. .
_'I�:.�. � .,
.
.
Ms
o L-____�_---'
C/b
0,2
0.4
% '
0.6
b/o
0.6
0.<
IZI ?
0,2
Lm
®
I'b ramet r y
K r zywe
Grain- s i ze
g ra n ul o m e t r y c z n e
Granul o m e t r i e
u z i a r n i e nia
dis t ri butions
Dl
I
, '1 - l l l
W JEDNOSTKACH
F;
1 1 1 - I li
I N P H I UNI T S
(1 )
MEDIANA
MEDIAN
WYSORTOWANIE
( 2 ) SORTING
SKO Ś N O ŚĆ
( 3 ) SKEWNESS
K UL l S TOSC
(4) S P H E R I C ITY
OBTOCZENIE
(5) ROUN D N E SS
p a ramet e r s
<II
... ...
<II
...
<II
...
... z
U z
� o
O l:':: <11
<II
u O
� '"
� I<11
Ss
o
::l
�
Z
UJ
Cl.
M s.
Lm
... z
�
0
�
::l
�
o
l<II
...
�
� :3
<II
>- ...
� �
�
0
...J
0
0
�
0
...J
0
0
Dl
- 4,20 - 3,96 - 4,0 9 -3,96
1
}
0,77 0,6 4 O, 9
0,71
- 0, ' 5 -0,09 +0,05 -0,09
0,7 2 0,7 1
0)4 0,7 3
0,84 1 , 0 2
', 1 7 0, 3 6
EGZOTYKI Z FORMACJI SZLACHTOWSKlEJ
71
maj er, 1 977). Ławicę tę, miąższości nieco ponad 1 m, tworżą czarne
i ciemnoszare łupki margliste, rozpadające się na różnokształtne kilku­
centymetrowe okruchy. Łupki są w różnym stopniu zapiaszczone: w nie­
których miejscach domieszka psamitowa nie jest makroskopowo widocz­
na, w innych zaś ziarna psamitowe występują dość licznie. Najczęściej
są one bezładnie rozproszone, ale niekiedy koncentrują się w nieregularne
smugi. Podkreślić należy, iż są to nie tylko ziarna kwarcu, ale i stosun­
kowo duże (do 2 mm) blasiki muskowitu.
W tak wykształconym, obfitym tle tkwią luźno i chaotycznie roz­
mieszczone okruchy skał egzotycznych: wapieni, dolomitów, piaskowców
i mułowców. Spąg i strop ławicy egzotykowej są ostre i równe; w szcze­
gólności powierzchnia spągowa nie wykazu je (w skali odsłonięcia) żad­
nych cech kontaktu erozyjnego.
Petrografia egzotyków
Skład petrograficzny okruchów egzotykowych, określony na podsta­
wie próbki 1 43 okruchów, przedstawia figura 1e. Jak widać, naj liczniej
reprezentowane są mułowce (30,8% ) i piaskowce (26,6% ). W nieco mniej­
szej ilości występują okruchy skał węglanowych: wapieni (20,3% ) i dolo­
mitów (15,4% ) . Uzupełniają próbkę ziarna kwarcu (4, go/lt) i okruchy zle­
pieńców (2,1% ) .
M u ł o w c e s ą szare w różnych odcieniach (od ciemnoszarych - pra­
wie czarnych, poprzez szaroniebieskie i szarozielone, do kremowoszarych),
zazwyczaj nie wykazujące oznak zwietrZenia. Od mułowców formacji
szlachtowSkiej różnią się wyraźnie mniejszą zawartością muskowitu oraz
ogólnie mniejszą w'apnistością. Niektóre okruchy cechuje bardzo złe wy­
sortowanie materiału, przejawiające się obecnością dużej domieszki ziarn
frakcji drobno- i Ś1redniopsamitowej . WyjątJkowo napotyka się okruchy
mułowców laminowanych, przy. czym laminacja jest wyrażona zmianą
barwy (laminy czarne i brązowoszare), albo - występowaniem bardzo
cienkich (0,2-0,3 mm) smug materiału drobnopsamitowego.
BadalIllia miklroskopowe wykalLały, że w Slk:ładzie zial1IlO'wym O'mawianych mu­
zawartość w lSIkale waha się ,od 10 dO' 4r1'l...
Przeważają ziarna o wygaszaniu prostym, choć napotyka się także osobn:ik.i wy­
gaszają'ce śW1ia.tiIO mO'zailkowO' i (wyjątkowo) faliście. Ziarna są ostrokrawędziste lub
bardzo słabo obtOC1lOne. Sporady1cznie O'bok kwarcu występują okruchy mikryto­
wych wapieni (niekiedy 'impregnowanych pi,rytem) O'raz pojedyncze, silnie wydłu­
żone bl as zki muskowitu. PospoHtym składndJkiern jest natomiaJ9l; b3ll'dzo d'l'obny
łowców dominuje kW3lI"c, kt6re�
Fig. l
Występowanie (A, B) .i charakterystyka granulome1Iry'cma (C) egzotyków z formacji
szl3lchtowskiej (s:zk:Lc geolO'giczny według Birkenmajera, 1 979, uproszczony)
1 ·- formacja szlachtowska; li - młodsze utwory jednostki Grajcarka; 3 - jednostka CZOl'llZ­
tyńska; 4 - jednostka nIedzicka; 5 - watniejsze uskoki l nasunI-:cia; fi - profil z ławicą
egzotykową ; 7 - ławica egzotykowa; B - piaskowce; 9 - flisz drobnorytrniczny; 10 - łupki
Distributl>on (A, B) and granulometry O'f exO'tic fra'gments (C) from the Sz1aclltowa
Farmahion .(geologica.l sketc'h af.ter Bi.rkenmajer, 1 979, simpllfied)
l - Szlachtowa Formation; 2 - younger llthostratigraphlc elements of the Grajcarek Unit;
3 - Czorsztyn Unit; 4 - Nledzlca Unit; 5 - more lmportant faults and overthrusts; fi - pro­
file wlth exotic-bearing layer; 7 - exotlc-bearlng layer; 8 - sand8tones; 9 - flDe-rhytm1cal
flysch; 10 - shales
72
ANDRZEJ J. KRAWCZYK, TADEUSZ SŁOMKA
detrytus uwęgiJOnych SZCZątków roślrin; jest on roZlProszony w skale, albo też
podkreśla · stTukturę odmian laminowanych. Spoiwo jest margliste, a miejscami
- wapniste.
Okruchy p i a s k o w c Ó w są nieco bardziej zróżnicowane. Są to za­
zwyczaj piaskowce kwarcowe o zmiennej barwie (od białawoszarej i kre­
mowoszarej, przez zielonoszarą i niebieskoszarą do ciemnoszarej, a na­
wet czarnej) i zmiennym uziarnieniu (od drobnopsamitowego do grubo­
psamitQwego). Nie widać w nich żadnych struktur sedymentacyjnych;
nawet w tych nielicznych okruchach, w których pojawiają się duże blasz­
ki muskowitu, ułożenie ziarn jest nieuporządkowarie. Niektóre egzotyki
sprawiają natomiast wrażenie nieco przekrystalizowanych, dzięki czemu
powierzchnie przełamu stają się zlewne.
Analiza planiinetryczna wykazała, że zawartość ziarn kWaTCU w omawianych
piaskowcach wynOlSli od 50 do ponad 8(/1/0, przy cz·ym często obserwuje się zlepione
agregaty ziarn kwarcowych. Ziarna te są ostrokrawędtiste lub słabo obtocZOll1e,
a tylko wyjątk,owo wykazują wyższy stopień obtoczenia. Obok kwarcu występują
w nieWlielltJiej ilośCli okruchy mikxytowych wapieni, a także - często silnie zwie­
trzałe - zia1'na skaleni potasowych i plagioklazów oraz pojedyncze blaszki mus­
kowitu i fragmenty skał krzemionkowych. Spoiwo jest !Skąpe, typu. matriJks, miejs­
cami tyllko Q charaikter21e margliistym lub węglanowym.
'
Wśród okruchów w a p. i e n i można wyodrębnić dwie odmiany (bez
form pośrednich) : czarne i ciemnoszare wapienie skrytokrystaliczne oraz
szare wapienie zapiaszczone. Wszystkie one są makroskopowo bezstruk­
turowe, ale cechuje je różna intensywność reakcji z HCI; jak się wydaje,
j est to rezultat przechodzenia tych skał w dolomity i wapienie sydery­
tyczne.
W obrazie m1:kroskopowym pierwsza z wymienionych odmian prezentuje się
jako jednorodne, pozbawione jakichkolwiek domieszek wapienie miik!ryt'Owe. Od­
miana druga
to także wapienie mikrytowe, zaJWierające jednak do 200f0 ziarn
detTytycmego kwarcu fr�cji bardzo dxobnopsami.,t'Owej. Ziarna te są prawie zaw­
sze ostrokrawędziste, Illiekiedy sUnie skalcytY:ZiOwane. Obok kw8ll' cu W omawianych
wapieniach występują pojedyncze blaszlm muSkowitu oraz - niekiedy dość ob­
fita - domieszka detrytusu zwęglony,ch szczątków roślinny,ch i p'Lrytu, przy czym
ten ostatni występuje zwykle w postaci skupień kilku lub kilkunastu kulistych
ZJi.arenek.
-
Czwartym licznie reprezentowanym typem litologicz.nym wśród egzo­
tyków formacji szlachtowskiej są d o l o m i t y. Makroskopowo są one
nie do odróżnienia (jeśli pominąć charakter reakcji z HCI) do skryto­
krystalicznych wapieni. Wrażenie to potwierdzają badania mikroskopo­
we: ska ła jest mikrytowa, jednorodna, a poszczególne okruchy różnią się
tylko stopniem zażelazienia. NiekiedY' pojawia się znikoma (poniżej 1% )
domies2'lka ostrokrawędzistych ziarn kwarcu oraz drobnych skupień pi­
rytowych.
Granulometria egzotyków
St05unkowo duża liczebność pobranej z badanego stanowiska próbki
egzotyków pozwoliła na wykonanie elementarnej analizy granulometrycz­
nej z uwzględnieniem zróżnicowania litologicznego okruchów. Wyniki
tej analizy przedstawione są na figurze 1 C.
J ak widać z krzywych uziarnienia, rozkłady wielkości- okruchów
wszystkich typów są symetryczne (co potwierdzają zresztą bliskie zeru
współczynniki skośności), ale są to raczej rozkłady jednostajne, a nie
EGZOTYKI Z FORMACJI SZLACHTOWSKIE.J
73
normalne, zwłaszcza w przypadku piaskowców i dolomitów. Srednie wiel­
kości okruchów są bardzo podobne i wynoszą około
4� (1 6 mm). Nieco
większym zróżnicowaniem cechuje się zmienność wielkości okruchów:
najgorzej wysortowane są wapienie, najlepiej zaś - mułowce.
Również kształt egzotyków nie zależy od ich wykształcenia litolo­
gicznego. Na diagramach Zingga koncentrują się one wokół klasy ziarn
izometrycznych, a współczynniki kulistości (obliczane jako -tY bc/a2) są wy.
sokie i niemal identyczne dla wszystkich odmian skał.
Pewne różnice pojawiają się dopiero przy analizie obtoczenia, chociaż
i w tym przypadku można powiedzieć, że j est ono ogólnie bardzo złe,
najlepiej bowiem obtoczone okruchy wapieni osiągają średni stopień ob­
toczenia równy zaledwie 1 , 1 7 (w skali 0-4). Tym niemniej nie ulega
wą�liwości, że najgorzej obtoczone są okruchy dolomitów (0,36), le­
piej - okruchy piaskowców (0, 84), a najlepiej - mułowców i wapieni
(odpowiednio : 1 , 02 i 1 , 1 7).
-
WNIOSKI
Opisana wyżej ławica egzotykowa uzupełnia wiadomości o procesach
sedymentacyjnych w basenie formacji szlachtowskiej. Jest to mianowicie
jedyne jak dotąd świadectwo występowania w tym basenie niewielkich
spływów gruzowo-błotnych . Wykształcenie litologiczne znalezionych okru­
chów egzotycznych dobrze zgadza się z postulowanym już wcześniej (np.
Birkenmajer, 1 973; Krawczyk & Słomka 1 986) obrazem budowy obszarów
alimentacyjnych, a w szczególności - geantykliny czorsztyńskiej . Wszyst­
kie egzotyki pochodzą z pokrywy osadowej , a ich wybitnie złe obtocze­
nie może sugerować pochodzenie z wy�y', na której nie było warunków
sprzyjających dł�gotrwałej obróbce mechanicznej wietrzejących i erodo­
wanych skał.
LITERATURA - REFERENCES
BIRKENMAJER,
K.,
1 973.
Jura,
obszary
występowania, stratygrafia i paleogeo­
Budowa geologiczna Polski, 1 (2): 408-429, 468-470. Inst. Geol. Warszawa.
BIRKENMAJER, K., 1 977. Jurass ic and Cre taceous lith05tratignphic units of t he
Pieniny Klippen Belt, CarpathiaJllS , Poland. Stud. Geoz. Poz., 45: 1-158. War­
s zawa .
BIRKENMAJER, K., 1 979. Przewodnik geologiczny po pienińskim pasie skałkowym:
1 236. Wyd. Ge<>l. Warszawa.
KRAWCZYK, A. J. & T. SŁOMKA, 1 986. Wykształcenie i sedymentacja formacji
s zla c htowskiej (jura) na wschód od Szczawn:i.cy (jednostka Grajcarka, pie­
niński pas s!kałkowy) (Development and sedimentation of the Szlachtowa
Formation (Jurassk flys.ch) east of S2Iczawruca. Grajcarek Unit, Pieniny Klip­
pen Belt, CaTpaithians). Stud. Geoz. Poz., 88: 33-134. Warszawa.
grafia : pieruńskli pas skałkowy . In:
-
74
ANDRZEJ J. KRAWCZYK, TADEUSZ SŁOMKA
Andrzej J. Krawczyk and Tadeusz Słomka
EXOTIC ROCKS FROM THE SZLACHTOWA FORMATION
(JURASSIC FLYSCH) OF THE PIENINY KLIPPEN BELT, CARPATHIANS
S u mm ar y
A layer oi marly shale with exotic rock f-ra l!JIlllEmt..s representing submadi!ne
slump in the Szlachtowa Formation flysch (?Upper 11oa.reian
Aalenrian) of the
Grajc.aJrek Unit, PieDlilny Klippen Belt 01 Pol and, Carpat.hliams (Fag lA, B), bas
been ex.ammed. The exotic fragments (143 fragment..s aalialysed) whkh axe scattered
at Il."a:ndom withiJn the shale, consist of: mudstones (30.SO/0) sandstones (26.64'/0), ł�­
mestoIlES (20.ao/o), dolostones (15.4°/0), quartz (4.94'/0) and conglomerates (2.1"/0).
The siLtstones, often passing to fine- and mewum-graiJned psammites, are grey,
sometimes la.minatted. Besides poorly rounded quartz grains (10--400/0) they con­
ta.in fragments of micrlitk limestone.s , muscovite flakeiSl � very f.ine carboni-zed
,
-
.
plant detritus.
The sandstones vaxy iJn colour from ldght-gJrey through greenish-grey and
bl ue-grey to blacie. They are fiJne- to coarse-grained, sometimes as i f recrystal1ized,
quar� sancl!srtOnes (50 to more than 80% of poorly rounded quartz grailins) with
an admixtuxe of micritk limestone a:nd siliceou,s rock fragments, moreover wdIth
feldspar grains and muscovń,te flaikes. The matrix 15 scaJIlty, sometimes marły or
calca'reous.
The lime.stones are xepresented by two varieties : blaok, homogenou,s mliaitic
limestone, and grey micri.rtic limesoone with fine quartz-sand admixture (up .to 2rf'!o),
with musoovite, call." bondzed pl ant detritus and pyriote.
The dolostones are black, micritioc, sometimes wdth a n.egl i gible admixture of
detrrital quartz, and with fiJne py,I1iJ1;e aggregates.
Granulometric analysis of exotic fragments (Fiig. lC) indicates a symmetric
t)'lPe of di'Stribution ar 1iragrment SIizes, the mean beiJng about 16 mm. LiIIIlesoone
iiragmenJts sh ow po<JIr .sorting, mudstones are bet ter 5<O<rted the shaipe of fra.gments !s
generałly dsome1ric notwitłlst.cmding cha'racter of the rock. ,RoU!lldness is alwa ys
poor (0-1 in a 5-iSlta,ge sClaJle), the mudsto'IlJe and lirnestone fragments beiJng re­
la1ńlvely better rounded.
T,he descr.i!bed exotioc -bearing shale bed � the onły evddence for submarine
slumping in the Szlachrtowa FO!I'IIl1ation flysch basin. The exotic rock fragments
most probably denved from the Czorsztyn Ri dge (geanmcline) whd.ch sepail"ated the .
Magura Basin (from the north) and the Klippen BasUn (from the south).
Institute ot Geology and Mineral Resources,
S. Staszic Technical University ot Mining and
Metallurgy, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków
S T U D I A
P O L O N I C A
G E O L O G I C A
Vol. XCII, Warszawa 1887
Budowa geologiczna pienińsktego pasa skałkowego
Pod redakcjq K. Birlcenmajera
Cz. VII
A N D R Z E J J. K R A W C Z Y K, M A R E K M U S Z Y N' S K I
[ TADEUSZ SŁOMKAl
OKRUCHY SKAŁ W PSAMITACH FORMACJI SZLACHTOWSKlEJ
PIENIŃSKIEGO PASA SKAŁKOWEGO z
Exotic rock tragments trom psammitic rocks ot the Szlachtowa
Formation (Jurassic tlysch) ot the Pieniny KHppen Belt, Carpathians
(Wg. 1, 2; Ta b
.
l; Tabl. I-VIII)
S tres z c z eni e
PrzEUlrowadzono szczegółową a:naJ.izę petrograHczną okruchów skalnyoh wystę­
pujących w psamitach fliszu formacji szla·chŁowskiej (?gÓl1Il.y toark - aalen) je d
nostki Grajcarka (magursilciej) piend:ńskiego pasa skałkoweg o Stwderd:rono, że w
większości ławdc całego pro1liłu formacji dominują okruchy skał dsadowych, rzadziej
występują okruchy skał metamorfic:zmych, a niekiedy także magmowych. Jed}'lIllie
w najgrubszych (ponad 1 m miąższości) ławicach pakietu gruboławicowego tej for­
macji przeważają aIttu ohy słabo przeobrażonych skał metamor fic:zmyoc h. Dane te,
WiI'az z wynikami baidlań .poprzedniJch autorów, wskazują że obszaIl'Y ź.r6dłowe dla
fliszu fOl'macj� szlachtowslkliej miały na j prawdopodobniej staropaleoooiCZl!le podłoże
krystalic2lIle (głóWI1lie meta modk:zme) przykryte .nliezbyt grubym pł�czem utwo­
rów osadowych prawdopodobnie wieku pÓ7mopaleowkznego i triasowego
­
·
.
.
WSTĘP
Formacja szlachtowska (Birkenmajer, 1 977) stanowi bardzo interesują­
cy i cha'l'akter:ystyczny element inwentarza litostratygraficznego pieniń­
skiego pasa skałkowego. Podjęte przet nas badania utworów ' tej formacji
(Krawczyk & Słomka, 1 986) wykazały, że w składzie petrograficznym jej
psamitów (opisywanych tTadycyjnie jako piaskowce, ale w rzeczywistości
reprezentujących wiele odmian litologicznych
od typowych piaskow­
ców po wapienie krynoidowe) występują liczne, dobrze zachowane okru­
chy rozmaitych skał osadowych, magmowych i metamorficznych. Ponie­
waż formacja szlachtOlWska ma charakter terygeniczny (flisz), szczegóło­
we badania tych okruchów powinny pomóc w rozpoznaniu budowy geo­
logicznej jej obszarów alimentacyjnych.
-
Instytut GeologU i Surowców Mineralnych AJkacIemii
S. StasZlica, al. Midkliewkza 30, 30-059 Kraków.
J RękopiS wpłynął do RedaIkc� 9 maja 1 986 r.
l
-
Górn iczo Hutniczej
im.
\
76
ANDRZEJ J . KRAWCZYK, MAREK MUSZYNSKI, TADEUSZ SŁOMKA
IHI 2
o
I
2km
I
Fig. 1
Występowanie utworów fonnacji sz1adl\towsk:iej między SzczawnilCą a JawoMaml
(według BLrkenmajera, matel1iały niepublikowane)
l
formacja szlachtowska; 2
gł6wne uskoki i nasunlęcia; 3
granica państwowa; Cz ­
Czorsztyn; Kr
Krościenko; Sz - Szczawnica; J - Jaworki; H - HaUgovce
-
-
-
-
Distribution. of the SZila c htowa Formation between S zczaWIllic a and Jaworki (after
l
-
Birkenma jer, unpublished materiails)
Szlachtowa Formation; 2 - main faults and overthrusts; 3 - frontler; Cz - Czorsztyn;
Kr - Krościenko; Sz - Szczawnica; J - Jaworki; H - Hallgovce
Poniżej przedstawiamy wyniki badań ponad 1 00 płytek cienkich, wy­
konanych Z próbek pobranych z różnych odsłonięć, zlokalizowanych na
obszarze naj ważniejszej wychodni formacji szlachtowSlkiej - między
Szczawnicą a Białą Wodą (fig. 1 ) . Wszystkie płytki cienkie posłużyły do
charakterystyki jakościowej , natomiast szczegółową analizę ilościową wy­
konaliśmy dla 1 4 warstw psamitów, reprezentowanych przez · 2 1 próbek
cienkich. Próbki te zostały wybrane tak, by objąć zarówno rozmaite pias­
kowce spągowego, drobnorytmicznego ogniwa farmacji szlachtowskiej
(por. fig. 2
profil), jak też dwie podstawowe odmiany piaskowców
ogniwa gruboławicowego : piaskowce średnio- i gruboławicowe oraz pias­
kowce bardzo gruboławicowe.
-
CHARAKTERYSTYKA OKRUCHOW SKAŁ
Okruchy skał występują we wszystkich zbadanych płytkach cienkich,
j ednak ich ilość j est silnie zróżnicowana {por. Krawczyk & Słomka, 1 986).
W piaskowcach pakietu drobnorytmicznego waha się ona od 1 ,3 do
47,8010 (obj.), najczęściej j ednak wynosi kilkanaście procent. Nie widać
przy tym żadnego związku zawartości okruchów skał z miąższością warstw,
strukturami sedymentacyjnymi itp.; często natomiast obserwuj e się spa­
dek tej zawartości ku stropowi ławicy.
Piaskowce (zwykle, riplemarkowe) tworzące w drobnorytmicznej for-
77
OKRUCHY SKAŁ W PSAMITACH FORMACJI SZLACHTOWSKlEJ
•
Z
O
Fine - r hythmi cal t l y 5 c h
I
�
i-
'J
, -
<t
Z
o:::
O
LL
�
,�
"tJ
ClI
"tJ
"tJ
ClI
.a
I
�
u
"
>.
-
....
1 50
-
o
<t ,
u
.-
� I
I
ClI
c
O
, -
u.
�
I
U
<t
E
�
-
�
v
III
>-
>.
....
.c.
�
...J
N
oJ)
o.
3
�2
t:=:=:=I
r;-;-;-;J 1
�
Fig. 2
Schematyczny profil Li1lo5traJtygraU'CZIlY fOl'ffialcji szlachtowsikiej (według Birlcenma­
jera, 1977, uproszc7JOll1Y) oraz przeciętny skład petTQgramcmy tOklruch6w .sikał w pias­
kowcach
a
-
piaskowce
średnio-
i
ognlwa drobnorytmicznego;
grubolawicowe;
c
wych;
- bardzo
2
-
b. c - piaskowce ogniwa gruboławlcowego (b
grubolawicowe);
osadowych;
3
-
1-3
- okruChy
skał
metamorficznych)
(1
-
- magmo­
Schematic lithostratigraphdc column of the Szlach)towa FormatiJOn (after BiTken­
majer, 1977, s:implified), 8IIld ffiealIl. petl'ographic composiltlion of rock fragments
iln the sarulstones
a
-
sandstones
of
llne-rhythm1cal unit;
h
b. c
-
dium- and thick-bedde ; c - very thlck-bedded) ;
sedimentary;
3
sandstones ol thick-bedded unit
1-3
- rock fragments
- metamorphic)
(1
(b
-
me­
- magmatic ; :I -
macji szhichtowskiej poziomy soczewek oraz wkładki i soczewki ruere­
gularne, nie odbiegają pod względem ilości okruchów skał od innych
piaskowców pakietu drobnorytmicznego. To samo można powiedzieć
o średnio- i gruboławicowych piaskowcach z gruboławicowej formacji
szlachtowskiej : udział okruchów Skał waha się w nich od 2,4 do 40,3°/0.
Od obrazu tego odbiegają natomiast wyraźnie piaskowce bardzo grubo­
ławicowe tego ogniwa; wykazują one od 8,8 do zaledwie 1 4, 2°/0 okruchów
skał.
Podobnie przedstawia się sytuacja w odniesieniu do składu petrogra­
ficznego okruchów: we wszystkich typach piaskowców ogniwa drobno­
rytmicznego oraz w średnio- i grubo ławicowych piaskowcach ogniwa gru­
boławicowego zdecydowanie przeważają okruchy skał osadowych (a wśród
nich - węglanowych), podczas gdy w piaskowcach bardzo gruboławico­
wych dominującą rolę odgrywają okruchy skał metamorficznych; rośnie
także udział okruchów skał magmowych, okruchy skał osadowych na­
tomiast występują w ilości zaledwie kilku procent albo nawet zupełnie
znikają. Szczegółowe dane, dotyczące składu petrograficznego okruchów,
zestawione zostały w tabeli 1 .
�:USZ SŁOMKA
78
ANDRZEJ J. KRAWCZYK, MAREK MUSZYNSKI, TAD
Łączna zawartość okruchów skał oraz iCh spektrum
Summary content of rock fragments and � etir rpetrogOOjpli.ioc
-
/
Ogniwo
iMember
Nr
próbki
Sample
number
Rodzaj piaSkowców
Sandstones tvpe
OgIJliwo
Fine-rhvthmical
member
QPwo
gruboławioowe
Thick-bedded
membeT
30 �
18.4
20.3
17
46
92
93A
209
243
Piaskowce tworzą<:e
drobnorytmiczne
ŁąC2lIla zawarIlość okruchów
Skał w próbce
�/o obj.)
Totał content
of rock frag- ,
ments
('VIOl urne % ) ,
warstwy ciągłe
Sandstones forming
continuous beds
15.3
D.7.9
38.2
Skały
SUWy
'magJmOwe
d ich tufy
'Plutonie
rocks and
their tuffs
5.4
3.9
3.1
1 .2
1. 1
1.1
Łącznie
Total
87.0
84.8
86.1
86.8
80.5
80.8
Ptiaskowce tworzące
poziomy soc:rewek
Sandstones forming
horizons of lenses
28
94
18.6
4.0
nO.5
5.3
84.0
87.7
Piaskowce średniJOi gruboławii cowe
Medium - and thick-bedded sandstones
118
119
121
33.1
�O.O
8,.1
2.9
'2.9
4.2
87.3
88.4
85.2
82A
120
256
1 1 .1
1 1 .6
8.8
a8
10. 5
9.1
0.1
0 .1
9;.0
Piaskow<:e bard7Jo
gruboławicowe
Verv thfck-bedded
sandstones
I
I
Okruchy skał osadowych
Jak widać z przedstawionych wyżej danych, w większości psamitów
formacji szlachtowskiej okruchy skał odgrywają niepoślednią rolę, a wśród
nich wyraźnie dominują skały osadowe. Są to przede wszystkim okruchy
skał węglanowych, którym towarzyszą okruchy mułowców i bardzo drob­
noziarnistych piaskowców oraz skał ilasto-okruchowych typu iłowców
piaszczystych; sporadycznie napotyka się także okruchy skał krzemion­
kowych.
Ok'ruchy s k a ł w ę g l a n o w y c h stanowią od 67,9 do 93,00/0 wszyst­
kich okruchów; j edynie w piaskowcach bardzo gruboławi�ch ich ilość
spada do kilku, a nawet - do ułamków procenta. Reprezentowane one są
w przewadze przez mikrytowe (tabl. I, 1 ) lub - rzadziej - dTobnospa­
rytowe (tabl. I, 2) wapienie. Ponadto obserwuje się niekiedy (jkruchy
drobnosparytowych dolomitów, margli, wapieni sparytowo-oolitowych
(tabl. II, 1), sparytowo-pelletowych (tabl. II, 2) oraz mikrytowo-organo­
detrytycznych (tabl. III, 1). Okruchy te osiągają stosunkowo duże roz­
miary - do około 6,5 mm średnicy. Są one słabo lub co najwyżej śred­
nio obtoczone, o zarysach nieregularnych, a kształtach - izometrycznych
lub lekko wydłużonych (maksymalne wydłużenie wynosi 1 : 4).
79
OKRUCHY SKAŁ W PSAMITACH FORMACJI SZLACHTOWSKlEJ
-
petrografiane rw próbkach piaSkowców formacj.i szl.adhtoWSlkliej
coonposition in sandstone samplels of tbe Szladhtorwa �rmation
c
Osadowe
-
Łączna ilość okru hów w
Mułowce
i drobno7liarlii$ te
piaslkowce
Muastones
and fine
grainea
sand.stones
1/0
Total num ber rocks fragments in Dl.
Seaimentarll rocks
Skaly
nowce
krze-
mfi.o:n.-
pias7lC2yste
A-renaceous
kowe
tiallstones 'Siliceous
rocks
Skały
rui.e
Total
1.1
1.1
1.1
0.6
75.9
177.9
80.1
183.0
Sa.9
76.9
12.0
2.3
9.7
15.8
0.3
1'."7
7a.0
67.9
I
i
Metamułowce
a gIIliejlsy
piasklOWCe
li meta-
Crllstalline
schists and
gne'i.sses
Metamud.stones ana metasandstones
7.6
1 1 .3
10.8
12.0
18.4
18.1
3. 9
5.5
5.4
5.4
8.9
ilO.7
2.6
4.1
4.1
4.7
7.9
5.5
12.0
7.0
6.0
2.7
4.0
3.3
I
i
2.4
4.0
1 .8
6.1
4.0
0.6
0,.8
0 '2
80.0
79.1
,77.0
9.8
8.7
10.6
.......
-
"'--
-
0.1
0.1
9.0
91.1
89.4
81.9
I
Metamorphic rocks
Łupkii
krystaliczne
Łącz-
lilowe
Carbo'I14te
,rocks
4.9
4.1
2.7
1.5
3.2
1.4
I
metamorficzne
Skaiy
węgJ.a-
5.1
11.7
�2
,2.3
8.4
1.9
4.9
T a b e l a (Table) 1
5.. 9
4.5
6.7
II
76.4
84. 2
63.7
i
�.5
2.9
�.4
8.8
2 .6
6.8
KwaTcyty
Quartzites
I
1.. 1
1.7
1.3
1 .9
.1.6
I
49
2.0
1.0
1.4
1 .3
0.5
5.9
2.6
1 1 .4
. Okruchy m u ł o w c Ó w i d r o b n o z i a r n i S t Y c h P i a s !k o w­
c Ó w obecne są we wszystkich próbkach z ogniwa drobnorytmicznego oraz
w próbkach z cieńszych ławic pakietu gruboławicowego w ilosci kilku
procent (wszystkich okruchów), nie występują natomiast w piaskowcach
bardżo gruboławicowych. W szkielecie ziarnowym tych okruchów (tabl.
III, 2) przeważają ziarna kwarcu. Podrzędnie występują blaszki mik
(muskowitu i ewentualnie biotytu), nierozpoznaw�lnych bliżej skaleni
oraz cyrkonu, rutylu i turmalinu. Spoiwo j est węglanowe, niekiedy z do­
mieszką substancji ilastej i chalcedonu, typu porowego lub podstawowe­
go. Okruchy te mają zwykle niezbyt regularne, wydłużone kształty (wy­
dłużenie \I. : 4, wyjątkowo - 1 : 6). Stopień ich obtoczenia jest zmien­
ny - od słabego do dobrego. Ich rozmiary przekraczają często 2 mm,
dochodząc do około 5 mm. W jednej z próbek napotkaliśmy wyjątkowo
duży, ostrokrawędzisty okruch mułowca o rozmiarach 22,0 X 3,6 mm.
W okruchach i ł o w c Ó w P i a s z c z y s t Y c h, występujących - z wyjątkiem piaskowców bardzo gruboławicowych - w ilości od kil­
ku do kilkunastu procent wszystkich okruchów, substancja ilasta ma
cechy optyczne hydromik lub smektytów; niekiedy dostrzega się do­
mieszkę chlorytów. Tkwiący w niej luźno i bezładnie materiał okrucho­
wy to, podobnie jak w mułowcach, głównie ziarna kwarcu i łuseczki
80
ANDRZEJ J . KRAWCZYK, MAREK MUSZYN'SKI, TADEUSZ SŁOMKA
łyszczyków O rozmiarach aleurytowych. Wśród substancji ilastej występu­
je zwykle domieszka minerałów węglanówych. Okruchy te cechują niere­
gularne zarysy, przy braku lub co naj wyżej słabym obtoczeniu. Ich wiel­
kość nie przekracza 1 mm.
Okruchy s k a ł k r z e m i o n k o w y c h (tabl. IV, 1 ) , obecne w zni­
komych ilościach (poniżej 2% wszystkich okruchów) w większości ba­
danych piaskowców, są złożone z mikrokrystalicznego lub fragmentami
włóknistego chalcedonu. Substancj a krzemionkowa j est miejscami lub
równomiernie pigmentowana na brunatno przez związki żelaza. Niekiedy
można dostrzec w niej zarysy struktur organicznych. Diagnostyka .mi­
kroskopowa omawianych okruchów jest często niepewna ze względu na
ich podobieństwo do mikrokrystalicznego ciasta skalnego okruchów wy­
lewnych skał magmowych. Są one z reguły dobrze lub średnio obtoczone,
o zarysach kolistych lub eliptycznych i wielkości nie przekraczającej
1 mm.
Okruchy skał metamorficznych
Okruchy skał metamorficznych występują masowo (80 do 90% wszyst­
kich okruchów) w piaskowcach bardzo gruboławicowy'ch, w pozostałych
odmianach piaskowców natomiast stanowią drugi co do liczebności skład­
nik - po okruchach skał osadowych. Są to łupki krystaliczne, metamu­
łowce i meta'piaskowce, kwarcyty, oraz - przypuszczalnie - gnejsy.
Okruchy ł u p k ó w k r y s t a l i c z n y c h (tabl. IV, 2) dominują
wśród okruchów skał metamorficznych. Ich udział w całkowitej ilości
okruchów waha się od 2,7 do 1 0,7% , a w piaskowcach bardzo gruboła­
wicowych � od 63,7 do 84,2% . Są one złożone z kwarcu, biotytu i mus­
kowitu, (występujących razem lub oddzielnie) oraz skaleni (głównie pla­
gioklazów); te ostatnie są najczęściej silnie zserycytyzowane. Pospolitym
składnikiem j est chloryt, zastępujący pierwotny biotyt. Akcesorycznie
występują granaty oraz minerały żelaza i tytanu. W okruchach tych za­
znacza się wyraźnie właściwa dla tych skał - struktura drobnoziarnista,
granolepidoblastyczna i tekstura równoległa.
Nieco grubiej ziarniste okruchy, o analogicznej do omawianej wyżej
budowie i składzie, można traktować j ako fragmenty g n e j s ó w, nie­
które zaś okruchy, złożone z kwarcu, alkalicznych skaleni i podrzędnie
mik, nie wykazujące wyraźnej struktury blastycznej i tekstury równo­
ległej, mogą nawet reprezentować g r a n i t o i d Y (tabl. V, 1 ) .
Okruchy łupków krys-talicznych i gnejsów mają soczewkowate kształty (wy­
dłużenie w granicach 1 : 2 - 1 : 5) i .słabe obtoczenie, ich maksymalna Wiie1kość
wynosi około 2,5 X 0,5 mm. W odróŻIllieniu od Il'1ich, okruchy przypuszczalnych gra­
nitoidów mają kształty .iZOlffietryczne lub lekko wydłużone. Są one ostrokrawędziste
lub co najwyżej średnio obtoczone, o maksymalnej wielkości 1 mm.
Znaczna grupa okruchów reprezentuje skały o stopniu zmetamorfizo­
wania pośrednim między typowymi łupkami kTystalicznymi a silnie zdia­
g-ene�owanymi ,skałami okruchowymi. Są to m e t a m u ł o w c e i m e­
t a p l a s k o w c e o charakterze szarogłazowo-arkozowym oraz k w a r­
c y t y. Pierwsze z nich występują w ilości od 2,5 do 8,8%, drugie - od
1 , 0 do 1 1 ,4% wszystkich okruchów. Metamułowce (tabl. V, 2) i meta­
piaskowce (tabl. V, 1) wykazują struktury blastoaleurytowe, rzadziej - blastopsamitowe lub mieszane. Ich tekstury są bezładne , lub równo-
OKRUCHY
SKAL
W
PSAMITACH
FORMACJI
SZLACHTOWSKlEJ
81
ległe, wy.rażone głównie jednokierunkowym ułożeniem minerałów blasz...;
kowych.
W budowie tych skał uczestniczy kwarc i na ogół liczne skalenie, re­
prezentowane głównie przez plagioklazy. Ziarna tych minerałów ujaw­
niają daleko niekiedy posunięty proces blastezy. Kwarc wykazuje silne
zaburzenia dynamiczne, skalenie zaś są w �nacznym stopniu zserycyty­
zowane lub skarbonatyzowane oraz poprzetykane licznymi wrostkami, co
utrudnia lub uniemożliwia ich dokładniejszą identyfikację. Stałymi skład­
nikami tych skał są minerały blaszkowe - chloryty, serycyt, muskowit,
rzadziej - biotyt oraz niekiedy minerały z grupy epidotu lub aktynolitu.
Skład uzupełniają minerały nieprzezroczyste lub przeświecające minerały
rudne oraz czasem naopotykany cyrkon i granat.
Wśród okruchów omawianej grupy na,potyka się rzadko typowe kwar­
cyty (tab!. VI, 2) o strukturze drobnogranoblastycznej i teksturze bez,;,
kierunkowej . Bywają one trudne do odróżnienia pod mikroskopem od
niektórych okruchów mozaikowego kwa:r cu.
l
:
2.
Omawi3Jl1e ok,ru-ch y są
mm.
izometryc:mle l u b o wydłużeniu nie pr7Jekq-aczającym
Rozmiary największegu zaobserwowanego okruchu wYlI10siły olroło 4,3 X 2,5
Ich zarysy są najczęściej .nieregularne, a obtoczenie - pnewainie �nie.
Okruchy skal magmowych
We wszy�kich badanych piaskowcach obserwuje się stałą domieszkę
okruchów skał magmowych; nie przekracza ona 5,5% wszystkich okru­
chów w piaskowcach pakietu drobno rytmicznego i cieńszych ławicach
pakiet u gruboławicowego, w piaskowcach bardzo gruboławicowych nato­
miast osiąga ona 1 ()O/D. Niekiedy okruchom skal magmowych towarzyszą
okruchy odpowiadających im tufów (w ilości do 1 ,2% wszystkich okru­
chów) .
Skały magmowe reprezentowane są niemal wyłącznie przez odmiany
wylewne i żyłowe z grupy d a c y t u i r y o l i t u (tab!. VII, 1, 2). Ce­
chują je struktury porfirowe lub afirowe oraz dominująca rola kwarcu
i alkalicznych skaleni w składzie mineralnym. Najłatwiejsze do rozpo­
znania są okruchy o strukturach porfirowych, w których jako prakrysz­
tały występują kwarc, ortoklaz lub - rzadziej - kwaśne plagioklazy.
Struktura ich tła skalnego j est mikrofelzytowa, drobnokrystaliczna lub ­
zwykle bardzo słabo zaznaczająca się - sferolitowa. W składzie tła skal­
nego przeważają również i skalenie. Inwentarz mineralny tych, skał uzu­
pełniają drobne domieszki schlorytyzowanego biotytu lub nieki€dy musko­
witu, minerałów nieprzezroczystych oraz minerałów wtórnych - sery­
cytu, minerałów węglanowych i hematytu. Te ostatnie występują głów­
nie w obrębie skaleni, zastępując je pseudomorficznie.
Okruchy ailirowe mają struktu'I"y T skład mineralny analogicm.e, jak 'tIo skalne
okwchów o struk tura·c h porfirowyCh. Są one mikroskopowo trudne do odróżnieni'a..
od drobnych okruchów me tam u łowc ów , a szczególnie - slka1 !krzem'ionkowych.
Omawiane okruchy są izometryczne lub l�o wydłużone - o maksymalnym
wydłużeniu 1 : 3. Największe z nich dochodzą do około 1 ,5 mm, przewamie są jed­
nak mni e jsze i nie przekraczają 1 mm. Są one ostrokrawęd7liste, o zarysac!h rue­
regularnych, lub rzad7Jiej - średndo obtoczone, owalne.
Sporadycznie obserwuje się silnie zmienione okruchy bardziej z a s a­
d o w y c h s k a ł w y l e w n y c h (żyłowych?), zbudowanych pierwotnie
82
ANDRZEJ J . KRAWCZYK, MAREK MUSZYNSKI, TADEUSZ SŁOMKA
głównie ze skaleni oraz biotytu i obfitujących w minerały nieprzeZl'tl­
czyste (tab!. VIII, 1 ) . Najprawdopodobniej należą one do lamprofirów
typu miJnetta-kersantyt. Ich pierwotne składniki są całkowicie przeobTa­
żone: skalenie są zserycytyzowane, biotyt zaś schlorytyzowany. Z zary­
sów pseudomorfoz można się domyślać, że skalenie miały kształt drobno­
listewkowy i tworzyły wraz z blasZJkami biotytu zasadnicze tło skały,
w którym luźno tkwiły prakryształy skaleni. Największy okruch tego
typu skały miał wymiary 0,5 X 1 ,7 mm i był słabo obtoczony.
W nielicznych przypadkach stwierdziliśmy w preparatach obecność
fragmentów tufów (tufitów?), odpowiadających skałom grupy tyolritu-da­
cytu (tab!. VIII, 2). Charakteryzują się one obecnością ostrokrawędzistych
okruchów kwarcu i skaleni alkalicznych oraz częściowo schlorytyzowane­
go biotytu, tlkwiących bezładnie w niskodwójłomnym tle ilastym. Okru­
chy te są ostrokrawędziste, izometryczne lub wydłużone, o maksymalnej
wielkości około 3 mm.
DYSKUSJA
Przystępując do interpretacji przedstawionego materiału należy pa­
miętać, że formacja szlachtowska jest najstarszą znaną formacją jednost­
ki magurskiej pienińskiego pasa skałkowego, a podścielające ją pierwot­
nie utwory nie są mane (por. Birkenmajer, 1 977). Nieliczne informacje
o przypuszczalnej budowie obszarów alimentujących można znaleźć u Bir­
kenmajera ( 1 973, 1 979), który analizował okruchy skalne występujące
na wtórnym złożu w osadach jury środkowej oraz badał profil triasu
jednostki haligowiookiej, a także u Łozińskiego (1 966), który zajmował
się mimerałami cię:żjkimi w rozmaitych (m. in. - jurajskich) piaskow­
cach pasa skałkowego i jego obrzeżenia. Nowych danych d�arczyły
szczegółowe badania składu petrograficznego utworów (przede wszyst­
kim psamitów) formacji szlachtowskiej (Krawczyk & Słomka, 1 986),
zwłaszcza dzięki powiązaniu ich z analizą kierunków paleotransportu oraz
badania egzotyków znalezionych w tej formacji (Krawczyk & Słomka,
1 987). Przedstawione wyżej wyniki szczegółowej analizy okruchów skal­
nych pozwalają - w powiązaniu z rezultatami badań cytowanych auto­
rów - na dość dokładną r�konstrukcję budowy obszarów, które dostar­
czały materiał okruchowy do basenu
magurskiego w górnym toarku
'
i aalenie.
Nie ulega wątpliwości, iż podłoże obszarów źródłowych stanowiły
utwory krystaliczne. Były to przede wszystkim skały metamorficzne
o stosunkowo niewielkim stopniu przeobrażenia, a mianowicie łupki
kwarcowo-skaleniowo-mikowe oraz metamułowce i metapiaskowce (i pod­
rzędnie - kwarcyty). Wśród nich występowały niewielkie wylewy lub
żyły ·kwaśnych (grupa dacyt-ryolit), a wyjątkowo - nieco ba,rdziej za­
sadowych (grUjpa minetta-kersantyt) skał magmowych.
Tak wykształcone podłoże pokryte było - niezbyt chyba grubym płaszC"ZeID osadowym, T�rezent()IWa!Ilym przez skały węglanowe i drdb­
nookruchowe. Obie te grupy były silnie zróżnicowane pod względem lito­
logicznym. Wśród węglanów przeważały, co prawda, wyraźnie wapienie
mikrytowe i drobnosparytowe, ale nierzadkie były też dolomity, margle
i inne odmiany wapieni (w tym oolitowe i organodetrytyczne) . Z kolei
OKRUCHY
SKAL
W PSAMITACH F'ORMACJI SZLACHTOWSKlEJ
83
wśród skał okruchowych występowały, obok dominujących zapiaszczonych
iłowców, także typowe mułowce i drobnoziarniste piaskowce, Inwenta­
rza dopełniały skały krzemionkowe, pojawiające się jednak w podrzęd­
nych ilościach.
Należy podkreślić, że zarysowany wyżej obra'z budowy krystalicznego
podłoża zgadza się bardzo dobrze z poglądami, wyrażonymi na podstawie
innych przesłanek przez Łozińskiego (1 966) , zaś skład okruchów skał osa­
dowych nieźle odpowiada dokonanej przez Birkenmajera ( 1 979) rekon­
strukcji profilu triasu geantykliny czorsztyńskiej oraz wcześniejszym opi­
nio m tego autora o pochodzeniu materiału formacji szlachtowskiej. W re­
zultacie - choć w materiale okruchowym nie ma bez:pośrednich świa­
dectw, które pozwoliłyby na datowanie nisz:czonych skał - wydaje się, że
pokrywę osadową należy wiązać z interwałem karbon - trias, zaś pod­
łoże - ze starszym paleozoikiem.
Odrębny problem stanowi rozmieszczenie i wzajemny stosunek wy­
chodni wszystkich omówionych wyżej skał w czasie depozycj i utworów
formacji szlachtowskiej. Można sądzić, że przez cały ten okres na po­
wierzchni (i to zarówno na północnym, jak i na południowym obrzeże­
niu basenu magurskiego) odsłaniały się przede wszystkim skały węgla­
nowe, Trzeba bowiem pamiętać, że śladami ich zniszczenia są nie tylko
okruchy zdecydowanie przeważające w całym profilu fliszu szlachtow­
skiego, ale także - grube pakiety marglistych łupków, których materiał
prawdopodobnie w znacznym stopniu pochodzi z tropikalnego wietrzenia
wapieni i dolomitów. Sytuację taką sugerują zresztą również analogie
stratygraficze: w hipotetycznym profilu pokrywy osadowej utwory wę­
glanowe były zapewne najmłodsze (trias środkowy, a może nawet częś­
ciowo - górny).
N a drugim miejscu należy postawić wychodnie skał klastycznych. Ilość
ich okruchów w jPsamitach formacji szlachtowskiej jest, co prawda, po­
równywalna z ilością okruchów skał metamorficznych, ale te ostatnie
były niewątpliwie o wiele bardziej odporne na niszczenie mechaniczne.
Ponadto trzeba przyjąć, że detrytyczny kwarc piaskowców szlachtows­
kich pochodzi w większości także z dezintegracji starszych skał okru­
chowych. Odsłonięcia tych skał (karbońskich, .a może też dolnotriasowych)
mogły występować w głębiej wciętych dolinach i na stromych odcinkach
wybrzeża.
Brak wyrażnego związku pomiędzy ilością okruchów skał podłoża
(tzn. skał krystalicznych), a pozycją stratygraficzną próbek w profilu
formacji szlachtowskiej (cieńsze warstwy pakietu gruboławicowego maj ą
taki sam zespół okruchów skalnych, jak warstwy pakietu drobnorytmicz­
nego !), pozwala sądzić, że przez cały okres tworzenia się tej formacj i
podłoże krystaliczne odsłaniało się również w obszarach źródłowych . Pod­
łoże to wykształcone w znacznej części w postaci zasobnych w łysz:czyki
łupków krystalicznych, dostarczało m. in. dużej ilości blaszek muskowitu ,
tak charakterystycznych dla wielu warstw piaskowców szlachtowSkich .
Jedynie ,..' krótkim okresie zakłócenia stabilności basenu, kiedy to potęźne
spływy ziarnowe zdeponowały piaskowce pakietu gruboławicowego, skały
krystalicznego podłoża odsłoniły się na większą skalę, zmieniając rady­
kalnie proporcje między okruchami poszczególnych typów skał. Zdarze­
nie to miało jednak charakter lokalny . i najprawdopodobniej dotyczyło
tylko pewnej części geantykliny czorsztyńskiej ,
B4
ANDRZEJ J . KRAWCZYK, MAREK MUSZYNSKI, TADEUSZ SLOMKA
LITERATURA - REFERENCES
BIRKENMAJER,
K., 1 973. J ura, obszary występowania, stratygrafla i paleugeo­
grafia: pieniń&ki pas skałk owy . In: S. Sokołowski (ed.), Budowa geologiczna
Polski, l (2): 408--42 9, 468----47 0. I-nst, G eo1 . Warszawa .
BIRKENMAJER, K., 1 977. J uraLS5ic and Cretaceous lHh051lratigrapruc uni.\'<; of the
P,ienJirny Klippen Bełt, Carpa thians , Poland. Stud. Geol. Polo, 45: 1 -1 58. War­
szawa.
BIRKENMAJER, K., 1 979. Przewodnik geologiczny po pienińskim pasie skałko­
wym: 1-236. W yd . Geol. WaTSzawa .
KRAWCZYK, A. J. & T. SŁOMKA, 1 986. Wykiształcen:ie i se dymenta cja formacji
szlachtowskJej (jura) na wschód od SzczawniJcy (jednostka OIraj'carka, pienińSki
pas skałkowy), (DevelQpment and sedilI1lentation of the Szlachtowa Fo�
t.ion (Jurass\ic flysch) east of Szczawnica. Grajcarek Unit, Pienó.IIlY Klilppen
Bełt, Carpathians). Stud.
Geol. Pol., 88: 33-134. Warszawa.
KRAWCZYK, A. J. & T. SŁOMKA. 1 987 . Egwtyki z liormacii szlachtowskiej pie­
nlińislkiego pasa skałkowego (Exotic rocks from the Szla'Chtowa Formation
(Jurassic flysch) of the Pieruny Kl�ppen Be1t, Carpath'i ans) . Stud. Geoz. Pol . ,
92 : 69--74. VVarszawa.
ŁOZIŃSKI, J., 1 966. Minerały okruchQwe w piaskowcach fliszowych pienińskiego
Pa5a skałkowego i 'Obszarów sąsiadujących (Les mmeraux claS'tiques dan1s' les
gres flyscheux de la zone des Klippes �eI'lli.n es et des terrailIls avoisinante/sl) .
Prace Geol. PAN, 37 : 1-72. Warszawa.
Andrzej J. Krawczyk, Marek Muszyński and Tadeusz Słomka
EXOTIC ROJ:K FRAGMENTS FROM PSAMMITIC ROCKS OF THE
SZLACHT OWA F<1RMATION (JURASSIC FLYSCH) OF THE PIENINY KLIPPEN
BELT, CARPATHIANS
Summary
Psammitic rocks ot the Szlachtowa Formation flysch (?Upper ToarCliaIl1 -­
Aałenian) of the Grajcarek Unit, Pieniny Kli.ppen Bełt ,of Poland, Carpathians
(F ig. 1), \sIhow the poret;enoe of numerous, well p reserved fragments of seclii mentary,
magmatJic and metamorph'ic rocks. The results 'Of petr.ographiJc investigation pre­
sented in this paper are based on, examionation of more than 100 thin plates of
psammi.tes from both the fione-rhythmical Lower unit and the thick�bedded upper
unit of the S:dalchtowa Fonnation ,(E'ig. 2; Tab. 1).
The sandstones od' the ftne-rhythmical flysch an d of medium to th i,ok-bedded
sandstone layeliS Orf the thick -bedde d unit, (lontain liro m severał to more than 40 001.
per ·cent ot nook · fragmelIlts. The very thlclt Iayers of the upper unit are poor er
in -rock fragments - maximum up to 1 5 VlOI . per cent. T he differentiation between
lawer and upper parts of the s tudie d column � a:lso visible in petrographiilc cha­
ra-cter oi rook fragmenJts (FLg. 2).
Sedimentar y rock fragments, mainly carbona'tes, predQminate. These are re ­
presented by miJCTi1ik ,Pl. I. 1) and, moce rarcly, fine-sparitk H:rnestones (Pl . L 2).
FiIIle-iSlpa,ritic doIos,tone, marl, spariUc-oolitic (Pl. II, 1), sparit'ic-pelIet (Pt II, 2)'
and mJiCI"ii tic-organlodetritaI (pl . III, 1) I;ianeston e fragments have been recognized .
Other s edimentail"Y rook lira.gments a·re represented by mudstones and fiJne-gra:med
s an dstoll1es (Pl. · III, 2), arenaceouJS' claystones and siliceous rocks (Pl. iv, 1).
Metamorphic I10Ck fragments are abu ndant in very thi ck -bedded sandstone
la1'ers·, becom!ing second in f·requency 'm thlinner-bed ded ones. They are represen­
ted by ąUl'ilrtz-'f�ldsDar..mica schisłs '(Pl. I V. 2). eneiSseIs (Pl. V 1 ) . meta -mudsltolIles
(Pl . V. 2), mel:a-sands'lones (Pl . VI, 1), and quartzittes (Pl. VI, 2).
Magmatic rock fra.gments are tn!requen t. and the relate d tuffs (pl . VIII, 2)
are sporadic. The magmaJtic roclks indude intlrUSlive aa'lId effus,ive Il'iockis' oi d:aci1ii c
and rhyollitic eharacłier (pl. V!D; strongly altered Iamprophyres of rntnefJta�ersalI11Ji­
te variety (PI. VIT!. n are qm.te eX'ception,al .
85
OKRUCHY SKAL W PSAMITACH FORMACJI SZLACHTOWSKlEJ
Based on the above study, and taking ilnito account eallUier data <see , e.g., Bir­
kenmajer, 1973, 1979; Kirawczyk & Słomka, 1 986, 1 987), a reconstruction of geolo­
gical structure of source areas may be attempted. These source areaL;;l 'oons.isted of
łow-degree me'tamOl'lphic, probably Earły PaJaeozok, basement cut by smali m­
trusiive veins at aCidiic (daCli.tic�h)'1()li:tic), somemmes aJs.o more basic (Iamp.rophyric)
composition, and capped by lavas and tuffs of acidie (dacitic-rhYPllitic) chalra.cter.
The sed'imenta.ry cover ,of metacrnorphic basement iIIlduded carbonate and 1line-de­
trital rocks , and could harve represented a Late Palaeozolic - Tir!iasSlic tri:me spaa1.
TIbe fra.gmented ma:terial was supplied to the basiJn of tlhe Szlachtowa Fanna ­
tion by . graiJn flow and tUTbidity CUllrents mechandsms .
Instit'll te of Geolof1l1 and Mineral Reso'llrces,
S. Staszic Technical Universitll of Mining
and Metall'llrf1l1, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków
OBJASNIENIA TABLIC
EXPLANTATIONS OF PLATES
T a b l i c a (Plate) I
I - F�agment oklI'uchu wapierua mikrytowego, polal'lOidy iSikrzyżowane, X
Fragment of micritic ł�mestOne, polardids crossed, X 30
2 - Okruch wapieIlJia drobnos.parytowego (w centrum), jeden połarolid, X
Fragment Ol! fine-spal"itic Idmes ton e (centl"e), single pala·roid, X 60
I
2
30
60
T a b l i c a (PlaJte) II
-
-
Fragment okruchu
wapien!ia sparytowo-oolitowego, jeden polaroid, X 60
Fragment of srparibic-oolltic Jlimestone, single polaroid, X 60
Fragment okrqchu wapienia sparytowo..,peletowego, jeden polaroid, X 60
Fragment .of sparitic-pellet limestone, single polaroid, X 60
T a b l i c a (Plate) III ,
I - OIkT\lch wapienia m'i:k rytowo-organodetrytycznego, jeden polaa.'oid, X 60
Fra�ent of m'ictitic-organodetl'litail. lima3tO!lJe, Sliin.gle polaroid, X 60
2 - Fragment okruchu drobno:lliarnistego piaskowca o spoiwie węglaIliO'Wym, po­
laJI'oi:dy skrzyżowane, X 30
Frn,gment of f�ne-gra iJJ1ed sandstJone Wlirth oa.rbona,te mart:rix, ,pollalds
l"Oi
CJ'OO­
sed, X 30
T a b l i c a (Plate) IV
- Okruch .mikrokJrystałicmej Sikały krzemionkowej , polaroidy skrzyżowane, X 150
Fragment of microcrys·taUiIne siHlceous l'OCk, polaIroliJcls C'1'OISSed, X 150
2 - Okruch ktwarcowo-łyszczykowego łupku krystail.icznego, polaroidy skrzyżowa­
ne, X 140
Fragment of quartz-mica sChist, pola:roids arossed, X 140
T a b l i c a (Płate) V
- OkruCh gnejs'u . lub granitdidu (Pl - plagioklaz: Q - kwarc ; M - muslko-­
wit), polaroidy skrzyżowane, X 140
Fragment of gnei$ or graJItiJtoid (Pl - plagiJoclase; Q - qua.rtz; M - musco­
vit.e), pola.roWds crossed, X 140
2 - Fragment okruchu metamułowca, pdlaa.'oody slkrzyźowanle, X 50
Frag:meIllt of meta-mudstone, po1arodds crossed, X 50
86
ANDRZEJ J. KRAWCZYK, MAREK ' MUSZYNSKI, TADEUSZ Sl.OMKA
T a b l i c a (PlaJt.e) VI
Fragment okruchu Inetapiaskowca z dużą blasZJką schlory tymwaD.eglO biotytu
(B), po.la roidy skrzyżowane, X . 35
Fr�ent of me<ta-SBIIldstone with la-rge chloritized bioti:te (B) flake, polaroids
c�ed, X 35
2 - . Okruch kwarcytu (1), polaroidy SJkrzy żo wa ne, X 140
Fra.gment of quart2Jite (1). pol aroiods CI1OSSed, X 140
l
-
T a b l i c a (Plate) VII
Okruch Sokały wylewnej typu ryolit - da-c yt . W miikrofelzytowym He widocz;'
ny prakryształ kwarcu (Q), polaroidy s-krzYŻlOwane, X 1 50
Ftragment of effusd.ve rloc.k, ["1hyo1i1te-dacite type. Quaru phenocr'yst (Q) vtiBlible
in rnicrofelsititc grol\Jlndimass , polarOliJds cr ossed, X 150
2 - Okruch *-aly wyleWlIlej -t)'ipU ryolit-da cy t . W drobnokrystalicznym Ue wi­
docme prakryształy kwarcu (Q) i ortoklazu (Qr), polaroidy skrzyżowane, X 200
Fragment of effusive rock, rhyoliote-dacite type. Quartz (Q) and orthoclase
(Dr) phenocrysts visibl.e in fine-crystalline growndmass, pola'['(jicls cI1Ol!Sed,
X 200
l
-
T a b l i c a (Plate) VI I I
l - Okruch lampro1iiIru, polaroidy skrzYŻlowane, X 30
Lamprophyre fragment, polaToids 'cr0S\ge d, X 30
2 - Fragment okruchu tufu ł ub tuflitu . WidocZlIle są blas2Jkd bioty p u
(B) oraz ziaNIa
kwarcu (Q) i sikaJenJi (Sk) w drobnołu'seczk:owym, fiastym tle, polaroidy skrzy '
.
żowane, X 60
Fragment of tuff ar tuffiie Biotite (B), quartz (Q) and feldspars (Sk) visilble
agaialst fine-scall y c'layey gf1Oundmass , pola-ro ids crdsSed , X 60
.
Wszystkie jotogTajie wykonał dT M. DoktOT
AU photogTaphs made by dT M. DoktOT
STUDIA GEOLOGICA POLONICA. VOL. XCII. 107 H .
A.
J.
TABLICA (PLATE) I
KRAWCZYK, M . MUSZYŃ S K I , T. SŁOMKA - Okruchy skał w psamitach
forma.cj i szla chtowskiej pienińsk iego pasa sk ałkowego
S T U D I A GEOLOGICA P O LO N I C A . VOL. X C I I . 1937 H .
A.
TABLICA (PLATE) I I
J . KRAWCZYK, M . MUSZYŃSKI. T . SŁO MKA - Okruchy skał
forma c j i szlachtowskiej pienińskiego pasa skałkowego
w
psamitach
STUD I A GEOLOGICA POLO N I C A , VOL . X C I I . 1937 H .
A.
TABLICA (PLATE) I I I
J. KRAWCZYK. M. MUSZYŃSK I , T. SŁOMKA - Okruchy skał w psamitach
formacji szlachtowski.ej pi,enińskiego pasa skałkowego
STUDIA GEOLOGICA P O LO N I C A . VOL. XCII. 1587 H .
A.
Okruchy skał
pienińskiego pasa skałkowego
J . KRAWCZYK, M . M U S Z YŃ S KI, T. SŁOMKA
forma c j i szlachtowskiej
TABLICA (PLATE) I V
w psamitach
S T U D I A GEOLOGICA POLO N I C A , VOL. X C I I , IS37 H .
A.
J.
TABLICA (PLATE) V
KRAWCZYK, M. M U SZYNSKI, T. SŁOMKA - Okruchy skał
forma c j i szlachtowskiej pienińskiego pasa skałkowego
w psamitach
S T U D I A GEOLOG I C A POL0 0l I C A . VOL. X C I I . IS'37 H .
A.
T A B L I C A ( PLATE) VI
J. KRAWCZYK, M . M U S Z YŃSKI, T. SŁOMKA - Okruchy skał
forma c j i szlachtowskiej pienińskiego pasa skałkowego
w
psamitach
STUDIA GEOLOGICA POLONICA, VOL. X C I ! , l!l87 R.
A.
J.
TABLICA (PLATE) VI!
KRAWCZYK, M. MUSZYŃS K I , T. SŁOMKA - Okruch y skał
forma c j i szla chtowsk iej p.ienińskiego pasa skałkowego
w
psamitach
S T U D I A GEOLOGICA POLO N I C A . VOL. XCII. 1937 H .
A.
TABLICA (PLATE) VIII
J . KRAWCZYK, M . MUSZYŃS K I , T. SŁOMKA - Okruchy skał
formacji szla chtows k iej pienińskiego pasa skałkowego
w
psamitach
S T UDIA
G EOLO G I C A
Vol. XCII, Warszawa
1987
POLONI C A
Budowa "eolo"iczna ptenlńakte"o pasa skalkowe"o
Pod redakcjq K. Btrkenmajera
Cz, VII
K RŹ Y S Z T O F B I R K E N M A J E R l i J O Z E F D U D Z I A K !
WIEK FORMACJI WRONINSKIEJ (ALB) JEDNOSTKI GRAJCARKA
W PIENINSKIM PASIE SKAŁ�OWYM
N A PODSTAWIE N ANNOPLANKTONU WAPIENNEGO 8
Age of the Wronine Formation (ALbian) of the Grajcarek Unit in the
Pieniny KHppen BeU, Carpathians, based on caLcareous nannopLankton
(Fig, 1 � ; Tab, 1 , 2; Tabl . I-VI)
S t r e s z 'c z e n i e
Wdeik formac j i WI1ondń*iej jednostki Grajcarka pienińskiego pasa skałlkawego,
w śWlietle bąJdań JliaIIlrrop
l
lalll!u
!rton wapiel1i!lJego oopowti:ada gÓInej -części albu da1Jnego
i albOWIi śflod!towemu (poziom Prediscosphaera cretacea). Zaznaczają się pewne róż­
nice między �gólnYltlli prof;iU.ami co do wieku tej f011ffialCjri, która może zaj­
mować nieco wyższą lub nieco niższą pozycję W t,ym przedziale wiekowym. Może
to być częściowo wy>ntiem �ych zaburzeń i redukcji tektonicznych . Poprzednie
oznaczenWa oparte .na sikąpej mikrofaunli.e (B irk enmajer & Pazdra, 1 963) sugeJl'owały
Wiek formacji wronińskiej 'w glI'anP.'OOI<;h ?barrem - aab?, na podstaw,ie zaś pozycj i
w ,profil u !i wieku ni1.ejległych i wyżejległych osadów - przyjmowano dolJnoaJbski
wiek formacji (mrkenanaje:r, 1 977).
A. Część geologiczna
(K. Birkenmajer)
WSTĘP
, Formacja wronińska została wyrozmona przez autora (in Birlkenma­
jer & Pazdro, 1 9.63), jako "warstwy- wronińskie " , po przeprowadzeniu
oznaczeń mikropaleontologicznych przez O. Pazdro, które wykazały dol­
nok,redowy ( ?bar rem � alb? ) wiek warstw uprzednIo zaliczanych do
lns tytut NaUik Geodogi:c71nych Pto'lskliej Akademii Nauk, Pracownia Tektoniki
.
Ku,pat, ul. Senacka' 3, 31-002 Kraików.
I Ręloop1s wpłynął do Redak cjli 25 WlI'z.eś:nii:a
1985 r. Praca wykOlUllIUl w ramach
planu MR.I.16. Polskliej Akadem1i Nauk.
1, 2.
88
KRZYSZTOF BIRKENMAJER. JOZEF DUDZIAK
jury (op. cit.). Bliższe określenie wieku nie było jednak wówczas możli­
we wobec ubóstwa diagnostycznej mikrofauny. Formalne wydzielenie
lito stratygraficzne - jako formacja wronińska --.:.... zostało wprowadzone
przez autora w syntezie litostratygraficznej pienińskiego pasa skałkowe­
go (Birkenmajer, 1 977) .
Formacja wronińska występuje w obrębie jednostki tektonicznej Graj­
carka zbudowanej z mezozoicznych elementów południowego obrzeżenia
basenu magurskiego, sfałdowanych i nasuniętych wstecznie na pas skał­
kowy w czasie fałdowań laramijskich (Birkenmajer, 1 970, 1 979, 1 986).
Pod względem litologicznym formacja wronińska składa się z pelagicz­
nych osadów w większości typu redukcyjnego, utworzonego poniżej lub
w pobliżu granicy kompensacji węglanowej (CCD), co powoduje ubóstwo
lub brak mikrofauny i nannoflory wapiennej. Są to łupki ilaste, rzadziej
margliste, o barwie od czarnej do ciemnozielonej, często plamiste, nie­
kiedy pstre, zawierające konkrecje pirytu, syderytu i dolomitu żelazis­
tego. Niekiedy na powierzchniach łupliwości i kliważu pojawiają się na­
loty malachitowe. W dolnej części formacji, w sąsiedztwie kontaktu z for­
macją z Kapuśnicy (ogniwo brodniańskie) łupki stają się często krzemion­
kowe i wykazują obecność cienkich wkładek wapieni z nalotami czar­
nych związków manganu (Birkenmajer, 1 977; bliższy opis litologii w po­
szczególnych odsłonięciach został podany w pracach Birkenmajera i Paz­
dra, 1 963 i Birkenmajera, 1 979).
Opierając się na skąlPej mikrofaunie wskazującej na wiek w grani­
cach ?barrem - alb? (Birkenmajer & Pazdro, 1 963), jak też na podsta­
wie studiów mikropaleontologicznych wieku warstw niższych i wyższych,
przyjmowano ostatnio dla formacji wronińskiej wiek dolnoalbski (Bir­
kenmajer, 1 977, pp. 1 27-1'29) . Wiek ten, w świetle badań nannoplankto­
nu wapiennego przez J. Dudziaka (patrz cz. B n iniejszej pracy), można
obecnie sprecyzować jako górną część albu dolnego - alb środkowy.
ZBADANE ODSŁONIĘCIA
Zbadane odsłonięcia i próbki formacji wronińskiej są w większości te
same., które były przedmiotem badań mikrofaunistycznych O. Pazdro.
Pochodzą one z następujących profili i odsłonięć w pienińskim pasie
skałkowym Polski {fig. 1 , 2), których bliższą lokalizację podają prace
Birkenmajera i Pazdra (1 963) oraz Birkenmajera (1 973, 1 977, 1 979) - fig.
3-5.
P ,r o f i l 32 - wzgórze Wronilne koło zamk u czorsztyńs]Qi,ego (fig. 3A) : próbki
6 -1 1 , 1 3-1 5 ;
P r o f i l 3 1 - póŁnocne zbocze góry za mkowej w CzoTSztyYllie (fig. 3B): próbki
3, 5 ;
P � o f i 1 54 B - poikana na północ od &a.nJiska na SPiszu (fig. 4A): pcóbka 4 ;
P r .o h l 56A - Góra JaJl'offi u ta koło Szczawn.icy Nliimej, przełęcz Siodło (Jar­
muta-Siodło - fig. 4B): próbk.i 4a-c ;
p o t o k K r ę t Y koło Krempach na Spiszu (por . BiJ1kenmajer, 1 979) : próbka
181 '
' P o t o k G ł ę b o k i kioło Szczawnicy N'iŻl1ej (fig. 5 B) : próbkli a----<: ;
. p r o f 'i l Z a b a 111 i s z c z e w Szczawnicy Wyżnej koło rzeŹlIli (fig. 5A): prób­
ki A-D.
89
WIEK FORMACJI WRONINSKIE.J
o
BRATlSLAVA
,�
��
o
�
o
BUDAPEST
F\ig. l
Położenie pienińskiego pasa LSlkał'k.owego
W
Karpataoeh
Key map to show position of the Pieniny Klippen Bełt in the Carpathians
Fig. 2
Miejsca wyslt�wamia formacjli wronińsGciej omawU<aJIle w pracy
l - wzg6rze Wronine (profil 32); 2 - p6łnocne zbocze g6ry zamkowej w Czorsztynie (profU
31'; 3 - polana na p6łnoc od Branlska (profil 54B); 4 - G6ra Jarmuta-Slodło (profU HA);
5
l
3
-
-
Potok Kręty; 6
-
Potok Głęboki; 7
-
Zabaniszcze
OccurreI1ce oif the Wll"onia1e F1orm>łtion delsoribed in the teXJt
Wronine hill (profile 32) 2 - northern .slope of the Czorsztyn Ca.stle hill (profile 31);
clearing north ot Branisko hlll (profile 54B); , - Jarmuta-Siodło (proflle HA); 5
ty stream; 6 - Głęboki stream; 7 - Zabaniazcze
-
Krę­
90
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, JOZEF DUDZIAK
\
o
N NW
Sm
s
�FSZ
II q
:i
III
�
N 'c
2
�
®
�d
�a �e
�b r;:;Utd f
�c 171
�g
s
t
..
o
Q.
Sm
I _'........
..
. ....
..
_
..
�..",
FJ
F'ig. 3
Odsłonięcia formacji wr<mlińslkiej d mny�h elementów stxatygrancmych jednostki
Grajca·rIka : wzgórze Wil"OI1i!ne (A) i półlIlocne zbocze wz.górza zamlkowego w Czorsztynie (B). Por. Bia"kenmajer i Pa2ldro (1963), dbja.s.nien.ia zmienrllOne
FSZ - formacja szlachtowska (?toark - aalen); FWP - formacja wapienia pienińskiego (ty­
ton - barrem); FW - formacja wronlńska (alb); FH - formacja hullńska, ogniwo radio­
larytów z Gronia (alb wy:l:szy) ; FJ - formacja jarmucka (mastrycht) ; a - lupki, lupki marg­
liste, z konkrecjami syderytów (8); b - wapienie; c - margle; d - radiolaryty; e - kon­
krecja dolomitu :l:elazlstego ; f - piaskowce I zlepieńce ; rJ - wa:l:nlejsze kontakty tektoniczne;
liczby w kółkach oznaczają numery próbek (patrz tekst I tab. 1)
Exposl\ll"es of the Wronine Formatlion aIIld o1lhelr llith06tratigraphic units of the Graj ­
carek Unit: Wrorune hiU {A) and northe:m slope ot the Czorsmyn Oast1e hill (B).
See BLrkenmajelr & Pazdro (1 963), eXJP1a1I1!8Jtlons moctified
FSZ - Szlachtowa Formatlon (?Toarclan - Aalen1an) ; FWP - Pieniny LImestone Forma­
(Tlthonlan - Barremlan); FW - Wronlne Formatlon; FH - Hulina Formatlon, Groń
Radlolarlte Member (hlgber Alblan) ; FJ - Jarmuta Formation (Maastrlcht1an}; a - shale, marly
shale wlth slderlte concretlons (s); b - lImestones; c - marls; d - radiolarites; e - ferruginous
tlon
dolomit e
concretion);
f - sandstones and conglomerates; rJ - more
contacts; numbers In clrcles denote sampies
Important
tectonlc
G3
_2 � 4
NW
�s
�
S SE
N NW
,
�
--+,
®
F M.
,
"
,
,' FM
FJ
O
Sm
I
,
/
FW
@
,
�
[;j
®
o
�"
SE
Sm
;J::
'zJ
,o
�>
n
::::
!
�
FJ
O
�
::o
\
\
\
FM
.
\�
FW
@
\
\
\:Y
FSZ
Z
;J::
ClI
E
Fig. 4
Odsłonięcia formacji wron:ińsk!iej i lilnnych element6w ł:i.tostratygrafi�mych jednostki Grajcarka: poLana na p61:noc od Bram.iska
(A) i Góra Jannuta-SiodłJO (B). Por. Birlcenmajer & Pazdro (1963), objaśnlieni.a zmienione
rsz - formacja szlachtowska (?toark - aslen); FW - formacja wronlńska (alb); FM - formacja z Malinowej (cenoman - kampan); FJ formacja jarmucka (mastrycht); J - łupki; 2 - łupki twarde, skliwBtowane i lupki margliste; 3 - soczewki syderytu (często zllmonltyzowane);
4 - piaskowce; 5 - zlepieńce ; Unia kreska-kropka oznacza kontakt tektoniczny;
liczby w kółkach oznaczają badane próbki
Exposwres of the Wronliine Formaltlion and othe:r lith�apmc eIlemenis of the Graj'OIIIl'ek umt : aJ!; a cleari,n,g IIIOrth of Bnllni!S ­
ko h!il� (A) and at Jarmuta-Siodło mount (B). See BiIrkenmajetr & Pazdro (1963), ex,planatioOIlIS modified
FSZ - Szlachtowa Formatlon (?Toarclan - Aalenlan); FW - Wronlne Formatlon (Alblan); FM - Malinowa Shale Formatlon (Cenomanian Campanlan); l"J - J'armuta Formatlon (Maastrlcbtlan); J - shale; 2 - hard, cleaved shale and marly. sbale; 3 - slderlte (often limonltlzed
lenaes; 4 - SBDdBtone; & - conglomerate;
dl8b-dot line deDotes tectonic
contact;
clrcled numbers denote sampies lnvestlgated.
co
....
ESE
FRC 2
�
co
t-.:I
WNW
NNE
®
o
�
:II
N
o(
Ul
N
FJ
Sm
WlJ l
�
�3 _ 6 � 8
�4
FM
I
2
o
i
A'� Y1H
9
!1l
:II
�
l'l
Z
�
FHl
S
�7
d"J
Sm
ł
I
.I
/
SSW
>
....
l'l
.lU
....
O
N
l'l
"l
tl
c::
tl
N
;:
�
�
� 10
FJ
Fig. 5
Odsłonięcia formacji wroniń.skiej i iamych elementów litostratygraificznych jednosltAti GrajOOlfka: potOk Głębolk:i koło Szczawru­
cy Niżnej (B) li. Zabaniszcze koło Szc!zawmcy WYŻllej (A). Por. BNkerunajer (1973, 1979), objaśniJeniJa zmodyfullrowane
FSZ - formacja szlachtowska (?toark - aalen;) FRS - formacja radiolaryt6w z Sokolicy (?bajos - oksford? ) ; FRC1 - formacja radlolaryt6w
z Czaj akowej , ogniwo radlolaryt6w z Podmajerza (oksford) ; FRC - formacja radiolaryt6w z Czaj akowej , ogniwo radiolaryt6w z Buwałdu (ok8t
ford); FWC - formacja wapienia czorsztyńskiego, ogniwo margli z Palenicy (kimeryd - tyton); FWP - formacja wapienia pienińskiego (tyton - barrem); FK - formacja z Kapuśnicy (apt - alb) ; FW - formacja wronińska (alb); FHI - formacja hulińska. ogniwo radiolaryt6w
z Gronia (alb); FH - formacja hUlińska, ogniwo łupk6w z Uboczy (alb - cenoman) ; FM 7" formacja łupk6w z Malinowej (cenoman - kampan) ;
r
FJ - formacja jarmucka (mastrycht); 1 - radiolaryty; 2 - margle ; 3 - wapienie; 4 - łupki ilaste i margliste płytkowe ; S - łupki ilaste ; 6 łupki ilaste i margliste skliważowane; 7 - konkrecje i wkładki (s - syderyt i limonit ; d - dolomit żelazisty; b - bentonIt); 8 - piaskowce;
9 - zlepieńce; 10 - kontakty tektoniczne; pr6bkl na mikrofaunę (a-c; A-D) zaznacznoo w k6łkach
WIEK FORMACJI WRONINSKIEJ
93
B. Część paleontologiczna
(J. Dudziak)
WSTĘP
Mikroorganizmy, głównie otwornice, z wymienio­
nionych wyżej punktów były przedmiotem badań
O. Pazdro (in Birkenmajer & Pazdro, 1 963), która
stwierdziła występowanie także radiolarii i małżo­
racZików . Mikrofauna była uboga, źle zachowana,
częściowo nieoznaczalna lub mało diagnostyczna, co
lJtrudniało określenie wieku warstw (tab. 2). Baqa­
nie narmoplanktonu wapiennego pozwo!.il:o na bliż­
sze określenie wieku formacji wronińskiej (patrz ni­
żej), choć i w tym przY'Padku nie dysponowano �byt
bogatym materiałem do celów stratygraficznyh: z 1 9
z1?adanych próbek tylko 5 zawierało kolkkolitty o do­
kładniej znanych zasięgach wiekowych (tab. 1 ) .
ZESPOŁY NANNOPLANKTONU W FORMACJI
WRONII'lSKIEJ
Profil 32
P r ó b k a 6 reprezentuje osad bogaty w krze­
mionkę, która jest obecna w preparatach w postaci
gęsto rozsianych nagromadzeń o zróżnicowanym wy­
kształceniu. W obrazie mikroskopowym na plan
pierwszy wysuwają się bardzo liczne płytki kalcy­
towe o zróżnicowanych konturach w rzucie pozio­
mym (fig. 6). Wszystkie rozjaśniają przy nikolach
skrzyżowanych a ich powierzchnię pokrywa wars­
tewka wtórnych minerałów: CaCOJ, rzadziej br-unat­
nych wodorotlenków żelaza ; największa grubość tej
inkrustacj i za2macza się w środkowej części płytek,
powodując powstawanie przy nikol ach skrzyżowa­
nych wysokich seledynowych barw interferencyj­
nych . Płytki te są elementami składowymi kokkoli­
tów o pokroju rozet. W próbce 6 obserwowano tylko
nieliczne kompletne okazy, można więc wnosić, że
kokkolity te ulegają łatwemu rozpadowi. Wyróżniono
3 główne typy:
1. Płytkie m:isec�ld sildada.jące się tyll!ko z trzocih ele­
mentów, podobne do kredowych form oplisanych z Sze,uaJn­
dów połu dinJioWY'ch (Dudziak 1 984, tabl . IV, 12-18) . Okre­
ślono je jalko LithastTinus �. 1 (tabl. II, 15, 18).
2. Rozety o średnicy około 20 11m, S1kłacLające się z pły­
tek wielobocznych różnego kształtu i różnej wiel�ośai. Więk­
szą tarczę tworzy 6 elementów, częściowo na siebie za-
T a b e l a (Table) l
Nannoplank7ton w8ip'i.enny w osadach formacj i wronińsikiej pieniń.s8mego pasa skatk:owego
CaD.ca,reous Damtoplarnlkton from the Wrorune Fornl8IfliOlll of the Pienilny Kli(ppen Bełt
&"" .m�,.
Noz wo
S p
g ołunku
e ·�
i
e 5
II
Coro l l ilhion aehyl05um (Slov", I Thierstein
--._- --- �. ' w. . " •• ' -.-.. -. ...- ."
_ ., ...
,- -
Cyelagelosphaera
-
.
_
-
---
-
-
-
--
Lithastr inus
�- - .
I l o rali. Stradner
. . . ------ ----.----.- ....- .--.
Lithastrinus sp I
, . , .. ""
.--
" "0"'''' ..
)(
__ . - . -
.',o,�;'-';, ;; . ........ ... , ..",,, ..... ...
Parhabdolothus asper (St ra�ner� Manl �
_
Parhabdolithus embergeli (No.1 I StracIner
-
_
.
_
Prediseosphaera e retaeea (Arlmangelskyl Gartn� _ _
��ralit� p��� i� us
retra lithus
sp.
retralithus
sp· 2
_
Gardet
W'''�"''''
WatznauenQ
�
••
_
-
I
. . ,.�,
:
"'"" '
communl5
. _
Thierstein
Vagalapilla matalo� ��tov.r! T hierstein
_
.
Watznaueria , barnesae (Blaekl Perch - Nrelsen
W",""""
_
_
___
- - - t- -
",,_.,
- profile number
(K
(K
--
K
'
�
+-
'
. _f-.
.
f-- --t-I
II
X
I-_.t)(
X
I J(
:--
-;-__ i
.
..
- -----..r
!
- r
K
� �
--
_
do
Sz.
Je
'
i )(
l
K
,
' e-
W. - Zabaniszcze);
formacji Bzlachtowsldej :
'
�
K
II
-+ -
1toark
X
t
II
I
f- --I.
-+
-
II
r·-.
II
I
l
!
-
T
B
x
.1
K
+�
. 1
x_ixi-;
x
..·
.-
X
_
K
o<
Ul
N
O
'OJ
tIl
.,
;;
;:o;
�
s:
>
l"l
...
.
·
�
l"l
...
:
i
N
O
t it - .;., -
-t-.
+ t
;:o;
:II
N
•
K
t-
I
:- - - +- 1
+
l"l
"I
O
c::
O
N
t -
-�.
J(
:;
;:o;
+--
II ! X
�
I
�
t-F
t j :g. :
K·
- ---
1-
I
I
II
K
X ! .
+,
-t
+
K
II
•
J(
.
! ! K
-t-t-I
x
!
?
i'
'
:
ol>co
X
I
+--tj
-
I
O l
C
x xi
I(
.
I
I
I
i
+
-·
i .L
..j
j
numer próbki (u w a g a :
-
A
x
I
+-
II
ri -
t-- r-- -
!
X
'-
- -
--
L
i
j.
e
sz.w.
K
-
t
_
b
I
K
'
K
o
)(
-+
X
G
- --
II
� .
,
-
;
j�. ;
X
X
K
-
; i' )-= �l ilK-r-;
L.
"
x-
....,.'
l -r-
II
.
181
�-+- -
1-'-- ,- - I-
_
. ..
-
i
_
+_
.
x
- -
,
I
-4
+
I Kl
40 4b 4e
t-
+
" ___ o
!'
I(
K
�
-
:
!
SU
I(
+
x_t __ -�+-;i
__ � ..
�
4
5
I
�
-
-
-
G - potok Głęboki;
się
-
-
�
5�
��. , K � =KIK� II � II K
Ś± .J. �l!
- : · x +T +
--t-- -.t- --TK
_
f t -+ _ �.!1- - �
.
I
odnosi
f -"
_
Relnhordt
potok Kręty ;
---
II
II
3
II
H-x x
,
-i"--f-- x
!t-f
,.
; l r
:
,,,"", , "
-��ey��e - caleile plates
- numer profllu
- f-f-
-+_� . Ei.
-
_
W,,,,,,
•
-t-
..
.__ .
II
. - --
- - -t-.
K
l
Rucino lithu5 cł. irregulari!
- f- -
.
- - -- r -
Lil has�n�;. 2
sp.
X
__ _o
g
I
13 1 4 15
10 11
x
deflandr., Roth
''''''
- ',,"",- "''-'' "'''''�.,
Lilhastrinus
8
-
---Diseorhallckls
et blrcldiatus (Worsleyl T h l ersteln
- - --- --
x
x xx
. x x
7
6
32
l
K
_
-
.
�-
K
próbka
fc
w profilu
56A
aalen)
Kręty stream ; G - Głęboki Btream; Sz. W. - Zabaniszcze); II - sample num ber
.
refers to the Szlachtowa Formation : ?Toarclan - Aalenlan)
(Nb.:
sample
fc
trom
prOfile
ii8A
WIEK FORMACJI WRONINSKIEJ
Fig. 6
elementów
kadcytowy<:h f/:i:\
z
łupków
formacji
Wl1andńslk!iJej 1.2/
o większej zawartości kirzemianIki
A - płytki pochodzące z rozpadu rozet
Przykłady
rodzajów RuCłnoltthus i DtBcorhabdus; B,
C
-
płytki pochodzące
rodzaju
z
rozpadu
rozet
Ltthastrtnu8
Ca1cite elemen.1s Jirom shales of the
Wromne Form.ation licher liIn siJri.ca
A - plates from dlsintegraUon of the
genera Ructnoltthu8 and DtBcorhabdu8; B,
C
-
plates . from
genus
dislntegratlon
of
®
®
0 0 0 0 0 0 0 0 0. 0
95
000000 0
0 0 0 0 0 0 0 00
..J! )lm
O""__
the
Ltthastrtnus
chodzących. Liczba części. składowy ch nmie jszej tarczy i sposób ich ułożen!ia l1lie
wstały ustallan.e z PQWodu obec.ności nagromadzeń w,tórn)"C'h miJnerałów na niel icz ­
nych zaohowanych iOIkazach (Litlkastrin'Us liP. 2, tabl. III, 7, 10);
3 . RIozety utworzone z dwóch przylegających do siebie tar� zbliżone pok.rojem
i obrazem przy n:ilkolach sk.rzyżowanych do Discorhabdus biradiatus (Worsley) Thier­
ste�n, promiien.ie w nieZlIliaCZl1lYffi stopniu zachodzą na srl.ebi.e, ich u,czba. wynosi od
14 do 1 6, w centrum 7J1lIajdu}e się -drobny guzek, średnd.ca okazów liiczy około 1 5 tJIlll .
Okazy reprodukowane w pracy Rotha (1973) 1iczą 7 p.m średnicy li zawaera ją .około
1 0 promieni w taa- czy . Jeszcze nmiejsze (3-5 !-IIIl1) są egzemp1aJrze Discarhabdu.s
biradiatus ·qpisane pirzez Thiiersteina (1973); liczba promieni w tarczy wYJliOS1 u nich
9-1 1 . Okazy SIPQ1;ykane w osadach formacji wroIl1ińs'kdej, rÓŻl11e wymiarem i liczbą
promlien:i od dotychczas opisanych, ak.reś1otno jalw Discorhabdus cf. biradiatus. Ob­
SlerwOW'ail1() także ij,zdlowane elementy pochodzące z l'0 2lpa du rozet Rucinolithus ef.
irregularis Thierstein, obecności rechowan.y.ch nw.et n:ie st�zono.
P r ó b k a 7 j est także zasobna w nagromadzenia beą>Ostaciowej
krzemionki. Wy�tępuje tam znaczna ilość elementów kalcytowych o po­
kroju promieni Discorhabdus cf. biradiatus i RucinoHthus d. irregularis,
płytki te mają jednak mniejsze przeciętne wymiary od spotykanych
w pról5ce 6. Kompletnych nieuszkodzonych egzemplarzy D. d. biradia­
tus oraz R. d. irregularis nie stwierdzono. W pełnej postaci występują
tylko tetra lity (tab!. I, 6, 1 6-1 8). Te ostatnie różnią się wymiarem
i kształtem elementów składowych i w każdym przypadku pokryte są
grubą warstewką kalcytu, niekiedy także brunatnymi wodorotlenkami że­
laza (tab!. I, 1 7, 1 8) . Formy te zaliczono na podstawie konturu w rzucie
poziomym do Tetralithus pyramidus Gardet, natomiast egzemplarze ma­
łych rozmiarów (około 4 f.lm długości) o tym samym typie budowy, okre­
ślono jako Tetra lit hus sp. 1 (tab!. II, 12). Na oddzielną uwagę zasługują
tetra lity utworzone z czterech promieni o różnym pokroju, przypomina­
jące planem budowy Tetralithus murus Martini, od którego różnią się
obecnością otworka centralnego; nazwano j e Tetralithus sp. 2 (tab. II, 9).
p r ó b k a 8 zawiera dość liczny (ponad 20 egzemplarzy w polu wi­
dzenia przy powiększeniu 600 razy), lecz niemal j ednogatunkowy zespół
nannoplanktonu. Taksonem dominującym (90-95% wszystkich ro�zna­
walnych egzemplarzy) jest Watznaueria ' barnesae (Black) Perch-Nielsen.
Poszczególne okazy liczą 8-1 0 f.lm długości, wszystkie pokrywa grU'ba
warstewka wtórnego kalcytu, co uniemożliwia rozpoznanie szczegółów
budowy w świetle zwykłym. Poza W. barnesae stwierdzono obecność oka­
zów odpowiadających taksonowi Watznaueria bayacki Worsley. Takson
ten został wyróżniony przez Worsley'a ( 1 97 1 ) w materiale pochodzącym
96
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, JOZEF DUDZIAK
z wierceń na Morzu Karaibskim (Deep Sea Drilling Project, Leg 1, Sites
5, 5A). Obraz przy nikolach skrzyżowanych j est tu ró:imy od napotykanego
u :pozostałych form z rodzaju Watznaueria (tabl. I, 5) . W próbce 8 znacze­
nie stratygraficzne mają przede wszyst.kim następujące gaturuki: a) Litha­
strinu s floralis Stradner; b) naj rzadszy w tym zespole a równocześnie
stosunkowo dobrze zachowany Corollithion achylosum (Stover) Thier­
stein; c) Prediscosphaera cretacea (Arkhangelsky) Gartner - nieliczne
okazy, wszystkie zmienione na skutek obecności wtórnego CaCOa, który
niemal całkowicie zaciera szczegóły budowy w świetle zwykłym. Pozosta­
łe taksony o mniejszym znaczeniu dla ustalenia pozycji stratygraficznej
osadu wymieniono na tabeli 1 .
P r ó b k a g zawiera
liczne skupienia bezpostaciowej krzemionki;
nannoplankton wapienny składa się z tetra litów oraz rozet, liczne są
płytki pochodzące z rozpadu wszystkich tych form (ponad 1 00 w j ednym
polu widzenia). W impregnacji nannoplanktonu, obok kalcytu znaczny
udział mają także brunatne wodorotlenki żelaza. Poza Discorhabdus cf.
biradiatus stwierdzonó obecność takż·e innych okazów o zarysie gwiazd­
kowatym w rzucie poziomym, liczących do 1 2 �m średnicy, zbudowa­
nych z jednego cyklu elementów, zbliżonych planem budowy do Rucino­
lithus irregularis Thierstein, od którego różnią się j ednak większym roz­
miarem. Według Rotha ( 1 973) R. irregularis liczy 6 �m, według Thie'l"­
steina (1 973) ()!koło 4 �m średnicy. Formy obserwowane w formacji wro­
nińskiej określono jako Rucinolithus cf. irregularis.
Do częstych należą także 'rozety składające się z co najmniej dwóch
cykli elementów o różnym przekroju ( Lithastrinus sp. 2). W kilku eg­
zemplarzach obsen(rowano rozety o średnicy 1 6-1 8 �m zbudowane
z dwóch cykl i zimbrykowanych składników, tworzących pierścień wokół
pola centralnego, wy:pełnionego przez mniejsze składniki. Znaczny sto­
pień pokrycia minerałami wtórnego pochodzenia uniemożliwił roZlpOzna­
nie bliższych szczegółów ich budowy (Lithastrinus sp. 3, tabl. III, 8, 1 1 ) .
P r ó b k a l O zawiera zespół nannoplanktonu wapiennego identyczny
z opisanym z próbki 8, j ednak bogatszy pod względem ilościowym, gdyż
na jedno pole obserwacyjne przypada przeciętnie 50-60 kokkolitów; for­
mą dominującą jest także Watznaueria barnesae (tab. 1 ) .
P r ó b k a l l : nannoplankton jest t u znacznie uboższy iloś�iowo, gdyż
na jedno pole widzenia przypada 5-1 0 egzemplarzy. Niemal wszystkie
kokkolity noszą ślady odkształceń mechanicznych i korozji, a wiele z nich
j est niemal doszczętnie zniszczonych. Na podkreślenie zasługują także
mniejsze przeciętne wymiary okazów, co szczególnie wyraźnie zaznacza
się w przyPadku Podorhabdus embergeri (tabl. II, 1 6, 1 7) . Dalszą istotnfl
różnicą w porównaniu z próbką 1 0 jest obecność nagromadzeń bezposta­
ciowej krz,emion'ki oraz tetra litów, tj . form w omawianym profilu zwią­
zanych z odmianą skały zasobną w Si02• Tak więc nannoflora w próbce
1 1 składa się z form reprezentujących dwie różne odmiany łupków, które,
jak to już wyżej podano, wyróżniają się w preparatach miltroskopowych
bądź brakiem nagromadzeń krzemiOlllkl (zespół z Watznaueria), bądż też
ich obecnością (zespół z Rucinolithus i tetralitami).
P r ó b k i 1 3 , 1 4, 1 5 zasobne za'l"ówno w bez.postaciową krzemionkę,
jak i brunatne wodorotlenki żelaza, zawieraj ą głównie płytki kalcytowe,
pochodzące z r<nIPadu Discorhabdus cf. biradiatus, Rucinolithus d. irre­
gularis, rozet z rodzaju Lithastrinus oraz tetra litów. Poza tymi ostatnimi
WIEK FORMACJI WRONINSKIEJ
97
brak ro�poznawalnych okazów, gdyż pokrycie nielicznych zdefonnowa­
nych i skorodowanych rozet grubą warstewką wtórnych minerałów nie
pozwala nawet na określenie przynależności rodzajowej .
P r o f i l 31
P r ó b k a 3 charakteryzuje się obecnością licznych nagromadzeń bez­
postaciowej krzemionki oraz brunatnych wodorotlenków żelaza. Obok
płytek i listewek kalcytowych, ,pochodzących z rozpadu rozet, w postaci
nieuszkodzonej zachowały się tylko nieliczne tetra lity. P r ó b k a 5 za­
wiera nannoplankton wapienny w ilości 1 0-30 egzemplarzy w jednym
polu obserwacyjnym, jednakże w wysokim stopniu skorodowany i zde­
formowany, a więc dający się tylko częściowo oznaczyć. Stwierdzono
m. in. obecność kokkolitów z rodzaju Watznaueria, Discorhabdus cf. ł>i­
radiatus, Rucinolithus d. irregularis oraz wielką ilość izolowanych pro­
mieni pochodzących z ro�padu obydwu tych form (tab. 1 ) .
P r.o f i l 54B
P r ó b k a 4 zasobna w bezpostaciową krzemionkę zawiera typowy
zespół kokkolitów zbudowanych z dużych masywnych elementów składo­
wych, który obejmuje: Rucinolithus d. irregularis Thierstein, przy czym
w większości są to .okazy zdeformowane (tabl. III, 9, 12); Discorhabdus
cf. biradiatus (Worsley) Thierstein, Tetralithus pyramidus Gardet, Litha­
strinus sp. 1 , Lithastrinus sp. 2 oraz wielką ilość płytek kalcytowych.
N a podkreślenie zasługuje znaczny rozwój na powierzchni kokkolitów
narośli brunatnł"ch wodorotlenków ' żelaza.
P r o f i l 56A
W materiale pochodzącym z p r ó b k i 4a, zasobnej w bezpostaciową
krzemionkę, dostrzeżono tylko izolowane płytki kalcytowe pochodzące
z rozpadu rozet i tetralitów. P r ó b k a 4b (5-1 0 rozpoznawalnych eg­
zemplarzy w jednym polu widzenia) zawiera zespół złożony z Watznaue­
ria barnesae, W. britannica i pojedynczych okazów W. communis, które
w sumie tworzą około ggll/o całego oznaczalnego nannoplanktonu. Istotne
znaczenie dla określenia wieku tej próbki ma obecność Lithastrinus flo­
ralis Stradner. p r ó b k a 4c (2 0-30 egzemplarzy w jednym polu ob­
serwacyjnym) zawiera niemal monogatunkowy, bardzo źle zachowany
(silne deformacje, korozja kokkolitów) zespół składający się z Watznaue­
ria communis.
Profil Potoku Krętego
P r ó b k a 1 8 1 (1-5 okazów w polu obserwacyjnym) zawiera nanno­
plankton bardzo zniszczony (deformacje mechaniczne, korozja, pokrycie
grubą warstewką węglanu wapnia), wśród którego rozpoznano tylko dwa
taksony: Watznaueria barnesae i Discorhabdus biradiatus.
98
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, JOZEF DUDZIAK
Profil
Potoku
G ł ę b o k ie go
P r ó b k i a, b, c, zasobne w nagromadzenia Si02 oraz brunatne wo­
dorotlenki żelaza są podobne pod względem zawartości nannoplanktonu
wapiennego: rozpoznano w nich nieliczne zdeformowane i skorodowane
okazy Rucinolithus cf. iTTegulaTis, TetTalithus PYTamidus, LithastTinus
sp. 2 oraz płytki kalcytowe.
Profil
Zabaniszcze
Od omówionych wyżej zespołów nannoplanktonu wapiennego rozm
się w szczegółach zespół kokkolitów pochodzący z odkrywki Zabaniszcze
w Szczawnicy Wyżnej (tabl. IV). P r ó b k a A pobrana z samego spągu
profilu (brunatnoszare, zwięzłe, zdeformowane łupki) zawiera nannoplank­
ton ' w przeciętnej ilości 5 egz./l pole obserwacyjne, przy czym około 95%
rozpoznawalnych kokkolitów należy do WatznaueTia baTnesae (tabl. IV,
1 ), któremu towarzyszą : W. communis (tabl. IV, 4) i W. bTitannica (tabl .
IV, 5, 6). Są to w przeważającej większości egzemplarze skorodowane
i odkształcone; na skutek wtórnych zmian, w niektórych przypadkach
możliwe j est tylko oznaczenie rodzaju (tabl. IV, 7, 8).
Poza wymienionym rodzajem najczęściej występują PaThabdolithus
embeTgeTi (tabl. IV, 1 6), mniej licznie CyclagelosphaeTa deflandTei (tabl.
IV, 1 1 ) i LithastTinus floTalis (tabl. IV, 1 3), w kilku okazach stwierdzono
obecność Micrantholithus hoschulzi (tabl. IV , 1 0) oraz rodzaj Lithraphi­
dites (tabl. IV, 1 2).
W zespole tym najważniejsza dla określenia wieku próbki jest obec­
ność Eiffellithus tUTTiseiffeli ( Deflandre) Reinhardt (tabl. IV, 1 5) ; takson
ten ma istotne znaczenie dla korelacji biostratygraficznej pogranicza kre­
dy dolnej i górnej i j est szeroko rozprzestrzeniony. Zgodnie z wynikami
wielu badań (m. in. Roth & Thierstein, 1 972; Roth, 1 973; Thierstein, 1 974,
1 976; Sissingh, 1 977; Perch-Nielsen, 1 979; Doeven. 1 983), Eiffellithus tUT­
Tiseiffeli pojawia się po raz pierwszy na początku lub w ciągu górnego
albu. Hill (1 976) podaje obecność pierwszych egzemplarzy ze środkowej
części górnego albu. W próbce A obserwowano kilka egzemplarzy wy­
łącznie drobnych rozmiarów, charakterystycznych dla najwcześniejszego
stadium występowania tej fonny.
-
p r ó b k a B, pobrana 0,5 m powyżej spągu (szarozielone, zwięzłe,
zdeformowane łupki) zawiera nannoplankton w ilości 7-1 0 okazów na
j edno pole widzenia, składający się w ogromnej części z egzemplarzy
należących do rodzaju WatznaueTia, wśród których dużo jest form trudno
oznaczalnych ( tabl. IV, 9) ; znacznej rekrystalizacji podlegają także nie­
licznie tu reprezentowane inne taksony (przykład: tabl. IV, 1 4 ) Na sku­
tek tych wtórnych zmian Eiffellithus tUTTiseiffeli nie mógł zostać ozna­
czony w sposób pewny.
.
P r ó b k a C pobrana 1 , 5 m nad spągiem (zielonoszare, miękkie, zwie­
trzałe łupki) zawiera dość liczną mikroflorę (5-1 0 kokkolitów na j edno
pole), wśród której rodzaj WatznaueTia stanowi 994/0 całego zespołu; więk­
szość okazów ma duże wymiary (tabl. IV, 2, 3). Wśród form towarzy­
szących naj liczniej sza j est CyclagelosphaeTa deflandrei, całkowicie brak
. taksonów: PaThabdolithus embeTgeri oraz Eiffellithus turriseiffeli. P r ó b-
WIEK FORMACJI WRONINSKIEJ
99
k a D, 2 m nad spągiem (ciemnoszare twarde łupki), zawiera nannoflorę
podobną pod względem ilościowym i gatunkowym do znalezionej w prób­
ce C .
OMOWIEN'IE WYNIKOW
W osadach fonnacji wronińskiej najlepiej zachowany i naj liczniejszy
nannoplankton wapienny występuje w profilu 32, w próbkach 8 i 1 0.
Ro�poznano zaledwie kilka form o dokładniej znanych zasięgach wieko­
wych:
a) Watznaueria barnesae (Black) Perch-Nielsen, gatunek o światowym
rozprzestrzenieniu, w kredzie pienińskiego pasa skałkowego takson naj­
bardziej pospolity. Zasięg czasowy : oksford - mastrycht (Smith, 1 98 1 ) ;
b ) Watznaueria britannica (Stradner) Reinhardt; występowanie: oks­
ford - alb (Thierstein, 1 976) ;
c) Watznaueria communis Reinhardt; występowanie: bajos - turon
(Thierstein, 1 976) ;
d ) CorolIithion achylosum (Stover) Thierstein; występowanie: późny
apt - turon (Thierstein, 1 976) ;
e) Lithastrinus floralis Stradner; takson ważny dla stratygrafii oma­
wianego odcinka czasowego ze względu na stosunkowo dużą częstość wys­
tępowania i rozpoznawalność nawet w przypadku pokrycia grubą wars­
tewką wtórnych minerałów. Zasięg czasowy: późny apt - wczesny san­
ton (Thierstein, 1 976), późny apt - kampan (Smith, 1 98 1 ) ;
f ) Parhabdolithus embergeri (Noel) Stradner; występowanie: tyton ­
- mastrycht (Thierstein, 1 973) ;
g) Prediscosphaera cretacea (Arkhangelsky) Gartner; występowanie:
górna część wczesnego albu - mastrycht (Thierstein, 1 976).
W porównartiu z dotychczas opisanymi asocjacjami kokkolitów ze
schyłku kredy dolnej, w fonnacji wronińskiej stwierdrono obecność zes­
połu ubogiego pod względem gatunkowym. Dla porównania można ,podać,
że Stradner et al. ( 1 969) oznaczyli w marglach wieku albskiego, pocho­
dzących z wierceń w okolicach Rotterdamu, ponad 30 gatunków kokko­
litów, wśród których licznie reprezentowany był rodzaj Zygolithus, w for­
macji wronińskiej nie rOZ<:pOznany, były to j ednak fonny drobne, dłu­
gości kilku }lm. Black ( 1 972-1 975) podaje na podstawie badań w TEM
ze środkowego i górnego albu płd.-wsch. Anglii (doskonale zachowany
materiał pochodzący z wierceń) ponad 1 5 0 gatunków kokkolitów, w tym
90 nowych. Warto dodać, że Watznaueria barnesae, a więc takson obej­
mujący w omawianych tu próbkach niej ednokrotnie ponad 95'/11 rozpozna­
walnych egzemplarzy, nie odgrywa w asocjacji z południowo-wschodniej
Anglii żadnej roli pod względem ilościowym. Bogaty (ponad 70 gatun­
ków) zespół dla odcinka ,czasowego apt - alb podaje także Thierstein
'1 973) ; materiał ten pochodził z wierceń w zachodniej części Oceanu
Atlantyckiego, płd. Francji, Szwajcarii i Wielkiej Brytanii. Doskonale za­
chowaną nannoflorę obejmującą 78 gatunków, w tym 1 1 nowych, opisał
Hill ( 1 976) z pogranicza kredy dolnej i górnej, z obszaru położonego na
północ od Zatoki Meksykańskiej.
Dobra znajomość na.nnoflory końcowego odcinka dolnej kredy umoż­
liwiła wyznaczenie poziomów kokkolitowych oraz form przewodnich
(m. in. Hill, 1 976; Manivit et al., 1 977; Sissingh 1 977; Thierstein, 1 973,
1 00
KRZYSZTOF BIRKENMAJER. JOZEF DUDZIAK
1 976). Dla pracy niniejszej ważny j est przede wszystkim poziom Predisco­
sphaera cretacea, który według poglądów wymienionych wyżej autorów
obejmuje najwyższą część albu wczesnego i alb środkowy, to j est odcinek
czasowy od pierwszego pojawienia się Prediscosphaera cretacea (Arkhan­
gelsky) Gartner po pierwsze wystąpienie Eiffellithus turriseiffeli (De­
flandre) Reinhardt.
Dla ustalenia górnej granicy przedziału czasowego, w którym powstał
osad reprezentowany przez próbki 8 i 1 0, decydujące znaczenie ma brak
E. turriseiffeli. Jest to takson o światowym rozprzestrzenieniu i według
zgodnych danych z różnych regionów pojawia się na granicy alb środko­
wy/późny, bądź na początku późnego albu (m. �n. Doeven, 1 983; Gar1m.er,
1 97 7 ; Manivit et aL. 1 977; Perch-Nielsen, 1 977). E. turTiseiffeH j est w osa­
dach pienińskiego pasa skałkowego formą pospolitą, a przy tym odporną
na działanie korozji (Dudziak, 1 9 79), toteż brak tego taksonu może być
uznany za wystarczające kryterium przy określaniu przynależności stra­
tygraficznej omawianych próbek.
Poziom Prediscosphaera cretacea charakteryzuje m. i:n . Thier<stein
(1 971 , 1 973). Według niego w profilach Col de Palmel (Wysokie ALpy)
i Lesches-en-Diois (Dróme), dolna granica zasięgu P. cretacea nie została
ustalona z całkowitą dokładnością. Zdaniem Thierstetna należy ją umiejs­
cowić j eszcze we wczesnym albie, t:zm. w górnej części IPOziomu amonito­
wego LeymerieHa tardefurcata - HypacanthopHtes trivialis oraz w tym porzypadku powołuje się on :na Moullade'a ( 1 966, f.ide ThieI"Stein,
1 973) - w górnej częśd poziomu otwornicowego PleurostomeHa subnodo­
sa - TicineHa bejaouaensis. Natomiast w profilu Copt Point (Falkesto­
ne, W. Brytania) dolna granica zony P. cretacea przebiega w dolnym
gaulcie, tj. w podpoziomie amonitowym Anahoplites intermedius. Różnica
w stosunku do profili w południowej Francji może wynikać zdaniem
Thiersteina z gorszego stanu zachowania nannoflory w dolnej części pro­
filu Copt Point.
Do wymienionego wyżej przedziału czasowego, obejmującego schy­
łek wczesnego albu i alb środkowy, należy odnieść, na podstawie z espołu
nannoplanktonu wapiennego, sedymentację osadów formacji wronińskiej ,
reprezentowanych przez próbki 8 i 1 0 w profilu 32.
W uzupełnieniu moźna dodać, że Manivit et aL (1 977) nazywają oma­
wianą zonę poziomem Prediscosphaera coLumnata. Pierwsze wystąpienie
formy przewodniej stwierdzili oni w profilach w Courcelles (Dept. Aube,
Francja) oraz 'II{ El Burrueco «południowa Hiszpania) w sąsiedztwie spą­
gu środkowego albu. Różnice w nazewnictwie wny wynikają stąd, że
część autorów, ja� np. H ill (1 976), uważa formę Prediscosphaera coLum­
nata (Stover) Manivit za podgatunek lub odmianę Prediscosphaera cre­
tacea (Arkhangelsky) Gartner.
Podział Hilla (1 976) różni się od wnacji Thiersteina (1 973) m. in. tym,
że poziom kokkolitowy Prediscosphaera cretacea graniczy od góry z wy­
różnionym przez Hilla poziomem podorhabdus albianus, natomiast zona
E. turriseiffeli zaczyna się dopiero w połowie późnego albu. Taksonu Po­
dorhabdus albianus Black nie stwierdzono jednak w formacji WTonińs­
kiej.
W dolnokredowych profilach północnej części Lasu Wiedeńskiego Lauer
(in GrOn et al . 1 972) na podstawie nannoflory wyróźnia trzy grupy osa­
dów. W najstarszej (Zone J) zaznacza się według niego bogactwo takich
WIEK FORMACJI WRONINSKIEJ
101
f orm, Jak Parhabdolithus embergeri (Noel) Stradner przy niewielkiej za­
wa'rtości przedstawicieli rodzaju Nannoconus. Lauer przY'pisuje temu
sedymentowi wiek starszy od aptu. W wyższ.ej części profilu (Zone II)
wzrasta licz eon ość gatunków, w tym także nannokonusów (apt - alb) ;
zona III różni się wyraźnie od poprzednich tym, źe maleje tam liczba
gatunków, przy równoczesnej silnej dominacji rodzaju Watznaueria. Ten
najwyższy odcinek profilu należy zdaniem Lauera jeszcze do albu dol­
nego.
W p i e n i ń s k i m p a s i e s k a ł k o w y m nannoflora jest źle lub
niekiedy nawet bardzo źle zachowana. W tych zubożałych zespołach, gdzie
utrzymują się tylko formy bardziej odporne, główne znaczenie straty­
graficzne zyskuje Lithastrinus Horalis (próbki: I I , profil 32; 5, profil 31 ;
4b, profil 56A). Wiek tych próbek umiejscowiono w przedziale czasowym
górny apt - alb, biorąc pod uwagę obecność dwóch taksonów: Litha­
strinus f lorulis i Watznaueria britannica (górna granica zasięgu w albie).
W przeważającej części próbek (patrz tab. 1) występują kokkolity
zbudowane z niewielu dużych elementów kalcytowych ; w najpełniejszym
rozwoju asocjację tę obserwowano w próbkach: 9, profil 32 i 4, profil
54B. Obejmuje o na Rucinolithus ci. irregularis Thierstein, Discorhabdus
ci. biradiutus (Worsley) Thierstein, Tetralithus pyramidus Gardet oraz
rozety z rodzaju Lithastrinus. Przy bardzo złym stanie zachowania próbki
mogą występować tylko płytki kalcytowe pochodzące z rozpadu wymie­
nionych taksonów. Występowanie tego zespołu j est wiązane z koncentra­
cją w osadzie krzemionki, niekiedy także związków żelaza. Jest to więc
albo asocjacja typowa dla warunków niekorzystnych dla rozwoju nanno­
planktonu wapiennego, albo też zespół kokkolitów najbardziej odpornych
na działanie korozji, ponieważ zachowują się tam tylko egzemplarze zb"u­
dowane z płytek kalcytowych bardzo dużych w porównaniu z elemen­
tami składowymi plakolitów, a więc najtrudniej rozpuszczalne.
Wydaje się jedlnaik, że brak W ooadoz.ie, w określonych próbkach, mych pospo­
li tych taksonów, jak np. z rodzaju Watznaueria jest zjawiskiem pierwotnym. Za
tym , że l1lie chodzi o zespół szczątko wy przemaWiia całkowity brak 'inJnych kok­
kol itó w dużych rOzm1ajfÓw o masywnej budowie, l1Ip. z J"lodzaju Parhabdolithus
oraz to, że elemenJt y składowe pochodzące z rozpa du LoI1ITl zbudowanych z dużych
płytek kak yto wy ch nie są napotykane w "TIarmaLnych" Z€Sp oła·c h k�olitowych.
W ty m prz)'lpadku chodzi więc 10 alrocjację :nannoflory zWiązaJną z określoną f.acją
osadu i warunka mi pałeoekologicznymi. uniemożliwiającymi rozwó j innych zespo­
łów kokkolitów.
.
Formy zbudowane z dużych elementów kalcytowych nie dają możli­
wości określenia wieku próbek. Dla Rucinolithus irregularis Thierstein
( 1 976) podaje zasięg wiekowy apt - alb, natomiast Discorhabdus biradia­
t H s jest według Thiersteina ( 1 973) znany od późnego walanżynu po póź­
ny barrem. Okazy napotykane w formacji wronińskiej różnią się od wy­
mienionych wyraźnie większym rozmiarem i większą liczbą elementów
składowych, ich zasięgi są prawdopodobnie różne od wyżej podanych.
Dolna granica zasięgu Tetralithus pyramidus Gardet nie jest zgodna
z zasięgiem obserwowanym w formacji wronińskiej (według dotychcza­
sowych poglądów cenoman - Smith, 1 98 1 ) . O wieku tej grupy próbek
moźna jednak wnosić pośrednio.
W p r o f i l u 32 występują kolejno: zespół grubqpłytkowy, tj. Rucino­
lithus , Tetralithus, Lithastrinus, Discorhabdus lub elementy składowe
1 02
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, JOZEF DUDZIAK
z ich roz,padu (próbki 6 , 7); zespół z Watznaueria (próbka 8); grubopłyt­
kowy (próbka 9); z Watznaueria (próbka 10); mieszany (próbka 1 1 ) oraz
grubopłytkowe (próbki 1 3- 1 5). Na tej podstawie można sądzić, że to
zróżnicowanie nannoflory w ciągłym profilu jest następstwem zmian ja­
kie zachodziły w środowisku życia planktonu . W warunkach korzystniej­
szych rozwijał się zespół z Watznaueria, przy zmianie warunków paleo­
ekologicznych, które znalazły swoje odbicie poprzez koncentrację krze­
mionki i związków żelaza w osadzie, Watznaueria i gatunki towarzyszą­
ce ustępowały miejsce zespołowi bardziej odpornemu - grubopłytko­
wemu.
Pol1lieważ obydwie asocjacje występują lla przemian, a w sZic:rególnośc;i pró bk a 9
jest położona na odc�nku profill u 32 pomiędzy jednowiekowymi próbkami 8 i 10,
wolno na tej pods·taw1e w:n06'ić, że obydwa" zespoły, ·to jest z Watznaueria oralZ gru­
bopłytkowy, są zespołami równowi,ekowymi.
W badanym materiale można wyróżnić trzecią grupę próbek zawiera­
jących obok siebie składniki Watznaueria i form towarzyszących oraz
grupy grubopłytkowych (tab. 1 ) . Ich obecność obok siebie mogła zostać
spowodowana kontaminacj ą albo też szybką zmianą warunków życia
w basenie sedymentacyjnym i zastąpienie asocjacji Watznaueria przez
kokkolity grubopłytkowe, bardziej przystosowane do trudniejszych wa­
runków życia. Jest to także potwierdzenie równowiekowości c,a łego zes­
połu skalnego wchodzącego w skład formacji wronińskiej . Jego wiek na­
leży określić jako g ó r n ą c z ę Ś ć a l b u d o l n e g o - a l b ś r o d­
k o w y.
Porównanie
(O. Pazdro
Tabela 2
próbek skał z forma·cji wronrińBik:iej na podstaw;ie otwomlic
in Bil"'kenmajer & Pazdro, 1963) i nannoplaIl!k:tonu wapuennego
wieku
Profil
_
. __
32
���
6
7
a
9
10
"
11
13
14
15
31
3
5
54B
56A
4
4a
4b
Potok
___
Potok
Potok
Po�
Kręty
Głęboki
Głęboki
Głęboki
----
4c
1 81
a
b.
'c
_
l_�n;a (��)�
_
?
?
IJ&.rem, apt, 'a[b
?
baJrrem, apt, alb
barrem , apt, alb
?
?
?
balrrem, apt, al b
lkireda
barrem , apt, .ub
?
?
j U'l'a ?
banem, apt, alb
?
?
?
Wiek na podstawie
' 1I
I
I
lNIIrn1oplank1'iCll1u
?
?
wyższy alb dolny - alb ś rodkowy
?
wY1Jszy alb doJny - alb środkowy
gónn y apt
al b
?
?
?
?
górny apt
alb
'
-
?
?
-
gómy apt, alb
j ura środkowa ?
?
?
?
?
1 03
WIEK FORMACJI WRONINSKIEJ
Oddzielną uwagę należy p oś wię cić próbkJom reprezentującym proful ZabaJnds zcze
w S�c2la1W'l1icy Wy ilne j. W próbce ze spą gu ooadu s tw ierd zono tam bowiem w !Spo­
sób pewny obecIllość taksonu Eiff el l it hus turriseiffeli (Deflandre) Relinhardt. W po­
równaniu z osadami furmacji wronińsk ie j okolic Czorsztyna (schyłek ałbu dołnego ­
alb środkowy ) za� się W1ięc różni� wieku . Może ona wyffikać .z dwóch przy­
czy,n: a) brak Eiffe llith us tUTriseiffeli w formacji wronińskiej oikolic Czorsztyna
j elsl; s;kultJk iem odd ziaływań czynników poza5·tratygraficmych ; b) QSad w S=wni'cy
WYŻTIej jest młodszy od sedy mentu z okolIlic Czorsztyna.
Zły stan zachowania kokkolitów z formacji wronińskiej uniemożliwił
wykorzystanie mikroskopu skaningowego przy oznaczeniach, materiał tak
bard-zo zmieniony jest bowiem zupełnie nieprzydatny do obserwacji
w SEM. Mikroskop świetlny okazał się także w tym przypadku bardziej
przydatny. Mimo niekorzystnych warunków badań (deformacje mecha­
niczne, korozja i duży stopień pokrycia powierzchni kokkollitów minerała­
mi wtórnego pochodzenia) dokonano uściślenia pozycji stratygraficznej
osadów z formacji wronińskiei. w porównaniu z wynikami otrzymyWa­
nymi na podstawie otwornic (Pazdro, in Birkenmajer & Pazdro, 1 963).
PoróWlnanie rezultatów uzyskanych przy wykorzystaniu otwornic i nan­
noplanktonu ' wapiennego podano w taheli 2.
LITERATURA
- REFERENCES
K., 1 970. P'l"z.edeoceńSlkie s truktur y fałdowe w piend ńslkim pasie
skałkowym PoLsk� (pre-Eocene iiold structures 'in the PienliJny KlliJpp en Bełt;
Caruathians, of Poland). Stud. Geol. Pol., 3 1 : 1-77. Warszawa.
BIRKENMAJER, K.. 1973. Kreda , obszary wy s taoowania li 5tratygrafia : p'ieniiński
pas skałkowy. In: Budowa qeologiczna Polski, I · (stratygroafia), 2 (mezozoik):
669-690. Jn s t . GeoIl . & Wytd. Geol. Waas zawa .
BTRKENMAJER. 1<., 1 977. Jura.sSlic and C'!"eta'ceous lithostratieraoh'ic units o! the
Pieninv Kliooen Bea t . Carpath'ians. Stud. Geol. Po ! .. 45: 1-l 5!!. W::I:rSVłW:I .
BIRKENM AJER,
.
•
BTRKENMAJER. K.. 1 979. Przewodnik geologiczny po pienińskim pa'sie skalkowllm,
1 -23 6 . Wyd. Geot Waa-sUlwa.
BIRKENMAJER, K., 1 986. Sta ges of structura[ evolution 'of the Pienin y Kłippen
Belt, Carpathians. Stud . Geol. Po!., 88: 7-3�. Wamzawa.
BIRKENMAJER, K. & O. PAZDRO, 1 963. WiEk � po zyc ja geologicUla tzw . "warstw
podflisZJowy·ch" pienińskiego pasa skałfkowego Polski (On the age and . geolo­
gUca:l. poojtion olf the so--called ,,.5ub-Flysoh-Beds" of the Pieniny Klippen Ben
of Pola:nd). Rocz. Pol. Tow. Geol. (A.nln. Soc. Geol. Pol.) , 33: 41 5-456. Kraków.
BLACK. M . . 1 972. Britisih Lower Cretaceous cocooliths . r. Gaułt clay. Palaeontogr.
Soc. (Monogr.), 1 : 1-48. London.
BLACK. M., 1 973. Ibid., 2: 49-1 12. .
BLACK. M .. 1 975. Ibid., 3: 1 1 3--142.
DOEVEN. P. H., 1983. � Creta,ceous naI!lTIorossil st.rnltig raphy and palaeoeoology olf
tlhe CanactiJan AtlalI1tic ITlIaJl"gIiJn. Geol. Surv. Canada, Bul!., 356: 1-70. ottawa .
DUDZIAK, J., 1 979. NaamopłaJIliktban z górnej kredy pienlińskiego pasa Slkałkowego
Polski (NamnoplattJkton f.rom the Upper Cretac eous of the Piieniy
irn
Klippen
Bełt of PolaJllld , Carpathrlians). Stud . Geol. Pol., 61 : 77-104. Warszawa .
DUDZIAK, J .. 1 984. Creta'ceQ'llS calcaJl"oous =noplalIlikton from glaclomari.nJe de­
'
posill� of the Cape Melvillle area, Kme George Island (South Shetland ThI1amd5 ,
At1tarctica). Stud. Geo!. Pol., 7 9 : 37-51 . Wan-szawa.
GARTNER S., 1977. NaIIlIl1IOf06SNs amd biOBbratigraphy: an overview. Earth Science
Rev., 1 3 : 227-250. Amsterdam.
GRitJN, W., KITTLER G., LAUER G., A. PAPP, W'o SCHNABEL & O. CQRNA.
1 972. Studden ID der Unterkreide des Wdenierwaldes. Jahrb. Geol. Bundesanst.,
11 5 : 10�186.. Wien..
HILL, M. E. HL 1 976 . Lower Cretaceous ca[careous nanarofJosIsdlB from Texas aJlld
Oklahoma . Palaeontographica, B, 156 (4--6) : 10�179. Stuttgart.
1 04
KRZYSZTOF BIRKENMAJ ER, JOZEF DUDZIAK
MANIVIT, H., K. PERCH-NIELSEN, B. PRINS & J. W. VERBEEK, 1977. Mid-Oretaceous eal·careous nannOipla Ilik ton biosrt.ratigraphy. Koninkl. Nederl. Akad.
Wetensch., P r.oe. Ser. B. 80 (3): 169-18 1 . Amsterd:am.
PERCH-NIELSEm K., 1 977. Albian to P�ei5toeene calcareous nallil1Ofoss:i:ls from the
western. South At.La.ntic, DSDP Leg 39. Init. Rep. Deep Sea Drilling Project,
39: 699-823. Washdn.gton.
PERCH-NIELSEN, K., 1979. OaacaJl'90US n.a.nnOofioss'ils from the Oretaceous betw€e'l1
the North Sea and the Medirterra.nean. In: Aspekte
der Kreide EtLropas.
.
LU.G.S. Ser. A 6: 223-272. Stuttgart..
ROTH, P. H., 1973. CaIlcareous IliaIIlIIlJOOOssiJls - Leg. 17 Deąp Sea Dl.'tUilIlg Projeet.
Init. Rep. Deep Sea Drilling Project, 1 7 : 695-741. Washington.
ROTH, P . H. & H. THIERSTEIN, 1972. CalcaJl'eous nannqplanikton: Leg 14 of t h e
DeEu> Sea Drdlling Project In: Hayes, D. E. et al. Init. Rep. Deep Sea Dritting
Project, 14: 421-485. Washington.
SISSINGH, W., 1977. Bi<JStratigTaphy of CTetaceous ealeareous nannoplankton. Geol.
Mijnb., 5 6 : 37�5. Den Haag.
SMITH, CH. C., 1981 . Oaileareous nannopla:nktOll1 and stra tig raph y of late Turonian,
ConiaciJan and ea.rly SaIll.t.onian age of the Eagle Ford aI!1Jd AUsitin Groups
of Tex.as. Geol. StLrv. Prof. Pap., 1075: 1-98. Washdngton, D.C.
STRADNER, li, D. ADAMIKER & O. MARESCH, 1 969. Electron miscroscope st.u ­
wes .on Albian oalcaJl'eO'us 'nannopla nkton from the Delft 2 and Leiddchen­
dam 1 Deepwells, Hołland . Verh. Koninkl. Nederl. Akad. Wetensch�, A �d .
Natuu!tk . Eernte Reeks 24: 1-107. Amsterdam.
THIERSTEIN, H. R., 1971. Ten'taJtiJy·e Lower CretaJceous cakar·eous nannoplanłk,tQll1
zonaJtion. Ecl. Geol. Helv., 64 O) : 45�8. Basel.
THIERSTEIN, H. R., 1973. Lawer Cre ta oeous naJl1iIloplan!kton biost.raotJ.graphy. Abh.
Geol. BtLndesanst., 29: 1-52. Wien.
THIERSTEIN, H. R., 1 974. Cretaoeous na.nnQplaJrJkton - Leg 26, Deep Sea Drilling
Project. In: Davłies, T.A. et al. Init. Rep. Deep Sea D rilling Project, 26 : 6 1 9-66 9. WashU1glton.
THIERSTEIN, H. R., 1 976. Meso2'Xl'ie eałc:all'eous nannoplankton btiostratiguphy o f
lll3line sedimenJts. Mar. Micropal., 1 (4) : 325-362. Amsterdam.
WORSLEY, T. W., - 1971. Calcareous nanoofossii zonation of Upper Juras!;1ic and
Lawer CretaJCe<Jus sed:ianents ko m the Westem Atlantie. Proc. II Plankt. Conf.
Roma (1970), 2: 13()1-1321. Ed. TecmJ5oienza. Roma.
Krzysztof Birkenmajer and Józef DtLdziak
AGE OF THE WRONINE FORMATION (ALBIAN) OF THE GRAJCAREK
UNIT IN THE PIENINY KLIPPEN BEL T , CARPATHIANS, BASED
ON CALCAREOUS NANNOPLANKTON
Summary
The Wronine Fol'lffiaJ1lian (BiI"kenmajer, 1 977,;
Wrol1'ine beds"
BiTkemna­
jer & Pazdro, 1 963) OOou!l's jn the Grajoa.t"ek Unit whkh consists of Mesozo[c eie­
men1ls of the s.outhem m�iIIl of thoe Magu ra (Outer Carpathian) Basdn t h rust re­
troarc onto the Pieniiny Klippen Belt duJriJng th e subcluction.;related Laramiarn OfQ­
geny '(Birkenmajer, 1 970, 1979, 1 986). It eonsists Oof pel agie, predom:in.antly anoxk
"
-
'
deep water sedim�ts fonne'd b�ow or close to the CCD: madnly cla yshale. sub­
O!tdirnaJtely mall'ly shaJle, bla.ck to darlk-green, often spotty, s.ome times varieJ;tated.
with C'Oncre\tilons of pYJl'ilte, 51dertte and fell'lugja1
l"
ous dolom'irte, oometi:mes w,ith blaek
manganese and green ma1lachiote coa1lirng.
Microfaruna �5 poor ar abŚent ID the shaJles. It consists madnly of arenaceQllls
bent'hos of Iittle stl"atigraphiJĆ: value, generally indkaŁing 'a ?Barremian through
?A1bian age (BiJI'kenmajer & P�, 1 963). Based on Iarter performed microfaullJal
investiJglatdon of I.1II1iCłerly.ing and overlyoialg bedls\ a Lower A�bian age W31S sug g,es te d
(Birkemnajer, 1977).
.
WIEK FORMACJI WRONINSKIEJ
1 05
The naTlil1Jopla.nlkton inves tigation presented here
sampJes wh k h were used already for miorofaunal
was perfarrned on th e same
study by O. Pazdro (BiJrken­
majer & Pazdxo, 1963) . The pooi'bion of these sampies is i l 1ustrated in F,igs 1-5.
The aaloareous na!lliIl.opl ankton is infrequent (Tab. 1) and rather poorily preserved
(overgI1OWIJl Wlith aalcite, :recrystallized, cor roded ) . Out of 19 samples analysed,
onJy 5 COritradlned ooooolilths of closer ikinown age ranges. These indi.cate thaJt we
deaJ. her e mainlly w.i.th the WatznaueTia baTnesae assemblage of the PTediscosphaera
cTetacea Zone (see T hiers'tedln, 1 973), mdioating a late Lewar Albiaal throu-g1l Midd1e
A:lbian age of the depas.iUsi. This is best ev-wenced by Sampies Nos 8 and 10 tram
Profile 32 Dear Czors:zJtyn - tyjpe locality of the fOlI"JTlation .(F.ig. 3A; Tab. 1).
The majority o-f saIIlIPles Ulivesti.gaJted show only the presence of coooliths
o
c ons·i stling oi large calcite eiemenJts oc of caikite plates from disintegrated oocco­
Liths (TaJb. 1 ) : e,g., Samples Nos 9 (PIro:friJJ.e 32) and 4 (profile MB). Sudh an aBBem­
blage js usuall y associated with inJcrease of silica e<mtent ,iIn the sediment.
Institute oj Geological Sciences
Polish Academy oj Sciences
CaTpathian Tectonics LaboTatory,
Senacka 3, 31 -002 Kraków (Poland)
OBJASNIENIA TABLIC
EXPLANATIONS OF PLATES
T a b l i c a (Plate I)
NaJmlOplamikton z formacji wł'Ollińslciej (alb)
NannoplalIlkton fI'onl the WroruiJlle Formation (Albialn)
- WatznaueTia baTnesae (Blacik) PeI\ch-Nieilsen
1-4
- WatznaueTia bayacki Worsley
5
6, 16-18 - Tetralithus pYTamidus gardet
7-9
- WatznaueTia communis Rei'nhalrdt
- WatznaueTia bTitannica (Stradner) Re'inha-rdt
10-12
13-15
- CyclagelosphaeTa dejlandTei Roth
1-;1 8
niJrole skrzyżowane �IlIico1s 0l"'0SISeCI) X 2000
T a b l i c a (Plate) I I
Naamoplanikton z formacji \Wonińskiej (alb)
Nannoplamkton from the Wron:iJne Formation (AlbiaJn)
l, 4
- PrediscosphaeTa cTetacea (AJI1khangelslk:y) Gar1mer : l - KF, 4
NX
2, 3, 5-8
- LithastTinus floralis Stradner : 2, 6 - KF, 3, S, 7, 8 - NX
9
- TetTalithus sp. 2, NX
10
- Corollithion achylosum (Stover) Thiersteiln, N X
11
- PaThabdolithus aspeT (Stradner) ManiV'ilt, NX
- TetTalithus sp . 1, ' NX
12
13, 14, 16, 1 7 - Pathabdolithus embeTgeTi (N.(}�m S1lradner NX
15, 18
- LithastTinus 8,p. 1: 15 - KF, 18 - NX
KF - kontrast faiWW)' (phase cont.ast), NX - ni'kole skrzyżowane (l1icols orossecl)
X 2000
T a b l i c a (Pl aw) III
. Nal1lIlloplank1xm z formacji wronińlSltiej (alb)
NaTllIlop1ankton Ń'OIn the Wronline Farmation (A:lbialn)
I , 2, 4, 5
- . DiscoThabdus cf. biTadiatus (Worsley) Thiersteiln: 1, 2 - KF, 4, 5 NX
3, 6, 9, 12 - Rucinolithus cf. iTTegulaTis Thierstein: 3, 9 - KF, 6, 12 - NX
7, 10
- LithastTinus sp . 2: 7 - KF, 10 - NX
8, 1 1
- Lithastrinus sp . 3 : 8 - SP, 1 1 - NX
SP - śWlialtło _przechodzące (transmitted light) ; KF - kontrast fazowy (phase can­
trast) ; NX - wole skrzyrowane (n.iodls crossed), X 2000
106
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, JOZEF DUDZIAK
T a b l 'i c a (Plate) IV
NannoplaJIlikton z �<:j.i wt"onińskiej (alb)
NanIIloplanklton from the Wrotlliine FormatiQn (Albialll )
-
WatznaueTia baTnesae (Blacie) Perch-Ni.elsen
WatznaueTia communis Reilnhardt
- WatznaueTia bTitannica (S1lradner) Reinhardt
WatznaueTia �.
7
10
- MicTantholithus hoschulzi (Rcinha,rdt) Thierstei.n
CyclagelosphaeTa deflandTei Roth
11
12
LithTaphidites sp.
13, 14
LithastTinus floTalis stradner
Eiffellithus tUTTiseiffeli (Deflandre) ReiaJlhaJrdt
1$
PaThabdolithu.s embeTgeTi (Noim str·adner
16
1-16 - rukole sklrzyŻ<lwaIIle (ni<:Q!s c.rossed)
1-3
4
S, 6
-
-
-
-
...:....
-
X
2000
STUDIA GEOLOGICA POLONICA, VOL. X C I I . 15'87 H .
K.
TABLICA (PLATE) I
BIRKENMAJER, J. DU DZIAK - Wiek forma c j i wroniitskiej (alb) jednostki
Grajcarka w p i en ińskim pasie skałkowym na p o d s tawie nannoolanktonu wa­
piennego
STUDIA GEOLOGICA POLONICA, VOL. X C I I , 1987 H .
K.
TABLICA (PLATE) I l
BIRKENMAJER, J . DUDZIAK - Wiek forma c j i wroniń5k iej (alb) jednostkj
Grajcarka w p ienińskim pas i e skałkowym n a Dodstawie na nnoplanktonu wa­
piennego
STUDIA GEOLOGICA POLO N I C A , VOL. X C I I , 1!r87 H .
K.
TABLICA (PLATE) I I I
BIRKENMAJER, J . D U D Z I A K - Wiek forma c j i w r o n i ńskiej (alb) jednostki
Grajcarka w p i en i ńsk'im pas i e skałkowym na podstawie na nnoplanktonu wa­
piennego
STUDIA GEOLOGICA POLO N I C A , VOL. X C I I , lS'37 H .
K.
TABLICA (PLATE) I V
BIRKENMAJER, J . DUDZIAK - Wiek formacji wroninsk i ej (alb) j e dnostki
Grajcarka w p i en ińsk'im pasie skałkowym na podstawie na nnoplanktonu wa ­
p iennego
S T U D I A
G E O L O G I C A
P O L O N I C A
Vol. XCII, Warszawa 1987
, Budowo geolOQłc%1lll JlłenłuJctego pasa sJcaUcowego
Pod redakcją K. Btrkenmajera
Cz. VII
KRZYSZTOF
B I RKEN M A J E Rl
L
JOZEF DUDZIAK2
WIEK UTWOROW GRANICZNYCH KREDY DOLNEJ I GORNEJ
PŁASZCZOWIN BRANISKIEJ I PIENII'lSKIEJ (PIENI�SKI PAS
SKAŁKOWY)
NA PODSTAWIE · NANNOPLANK'I'ONU WAPIENNEGO 3
Age
oj LoweT-UppeT CTetaceous tTansition beds in the Branisko
.
and Pieniny nappes, Pieniny Klippen Belt (CaTpathians),
based on calcaTeous nannoplankton
(F1ig. 1-'--4 ; Tab. l ; Tabl. I, II)
Stres z c ze n i e
Celem niniejszego artykułu byłQ naświetlenie mgadn:ien:ia wieku utworów gra­
nkznych kredy ddlinej .i gÓrlD.ej, ll"E!pl"ezentowanych w płaszczowmach pienli.ńsIkiej
i braJIlliskiej pien:ińsadeg<> pasa skalIkQwego przez: stropową część formacji wapienia
pienińsk1iegQ I(tytan. - barrem), formację z Kapuśrucy (a.pt - alb) i spąg<lwą część
fonnacji z J3IWorek (alb - kreda górna). Na ;podstawie zbadanego l1.8IIUlOIPlanddOlu
ll
wapien1let)O stwierdzono, że stropowa część formacji wa,pien:ia pien.ińddego mQże
należeć już do aptu. W fOI'lJllacji z KapuŚIllicy stwierdzano ZESpoły k<llklk:oldtów
w przedziale wiekowym. g6nny apt - �8Illica aJbu i ,cenomanu 1(�W1O brodniań­
s!kJie) :i albu - doLnego CenomalIl.U (ogniwo rudińskie) . Wskazuje to na lPI'awdo­
podobne zas-tępowanlie się W7.8jemne najWYŻS'Zej części formacji z Kapuśnicy ��­
WIO rudińskie) i najnD!7szej części formacji z JaM/orek (ogniwo margli z Brynczk'o­
wej).
WS TĘP
Wiek warstw granicznych kredy dolnej i górnej w pienińskim pasie
skałkowym nie jest do tej pory wyjaśniony z wystarczającą dokładnością
na podstawie makrofauny, a także otwornic, które reprezentowane są na
ogół skąpo, w zespołach o dużych zasięgach stratygraficznych. Dotyczy to
zwłaszcza najgłębszych facji pelagicznych zbiornika skałkowego w płasz­
czowinach braniskiej i pienińskiej, gdzie wyróżnia się kolejno formacje
1, 2
:Lnstytut
Nauik
Goologic1JIlych
Polskiej
Karpat, ul. Sena·cka 3, 31-002 Kraków.
Akademili.
Nauk,
Ptrtaco\Wlia
TektOlIlilki
Rękopis wpłynął do Redakcji 30 czerwca. 1986 1". Praca wykonana w ramach pla­
nu bad awczego MR.I.I6. Polsikiej Akademilii Nasuik.
a
1 08
KRZYSZTOF BLRkENIIIAJER. JOZI!:F DUDZlAK
(Birkenmajer, 1 977): wapienia pienińskiego (tyton - barrem) , z Kapuś­
nicy (apt - alb) i z Jaworek (alb - kreda górna).
F o r m a c j a w a p i e n i a p i e n i ń s k i e g o zawiera bogate zespoły mikroorganizmów (kalpionelle, stomiosferidy) pozwalające na określe­
nie wieiku jej dolnej granicy przeważnie na tyton, w części wyższej roz­
poznane zostały zespoły mikroorganizmów beriasu i walanżynu, z mniej­
szą dokładnością także hoterywu i ?barremu (Birkenmajer, 1 977; Ober­
majer, 1 986, 1 987). Wiek górnej granicy wapienia natomiast poznany zo­
stał z mniejszą dokładnością : odpowiada on granicy barremu i ap tu (op.
cit.), albo nawet (według Golonki i Sikory, 1 98 1 ) przesuwa się w obręb
albu.
F o r m a c j a z K a p u ś n i c y reprezentuje apt i alb (Alexandro­
wicz et al., 1 968; Birkenmajer, 1 977). Wyróżnia się w niej ogniwo niż­
sze - brodniańskie i ogniwo wyższe - rudińskie. W ogniwie brodniańs­
kim mikrofauna aptu j est słabo poznana, znacznie zaś lepiej - mikro­
fauna albu. W ogniwie rudińskim_ reprezentClwane są zespoły makro­
i mikrofauny albu, te ostatnie wskazują j uż nawet na alb górny: poziom
Rotalipora subticinensis - R. ticinensis (por. Alexandrowicz et al., 1 968,
Birkenmajer, 1 987; Birkenmajer & Jednorowska, 1 987).
F o r m a c j a z J a w o r e k (Birkenmajer, 1 977: formacja margli
z Jaworek; nazwa zmodyfikowana - Birkenmajer, 1 987) składa się z kil­
ku ogniw m:arglistych i fliszowych obejmujących najwyższą część kredy
dolnej i kredę górną. Dwa naj niższe z tych ogniw to ogniwo margli
z Brynczkowej i ogniwo z Trawnego. Ogniwo margli z Brynczkowej
w płaszczowinie pienińskiej i braniskiej dostarczyło zespołów mikrofauny
wskazujących na górnoalbski poziom Rotalipora subticinensis - R. tici­
nensis i wyższy od niego poziom Rotalipora apenninica, następnie dolno­
cenomański poziom Rotalipora brotzeni i dolno-środ:kowocenomański po­
ziom R. reicheli (Birkenmajer & J ednocowska, 1 987). Ogniwo z Trawne­
go (płaszczowina braniska) ma zasięg wiekowy od górnego albu (poziom
Rotalipora subticinensis - R. ticinensis) po górny cenoman (poziom Ro­
talipora cushmani)' - por. Birkenmajer & Jednorowska (1 987), Birken­
majer (1 987).
Celem niniejszej pracy było stwierdzenie, czy zespoły nannoplanktonu
wapiennego, które w przypadku formacji wronińskiej jednostki Grajcar­
ka (magurskiej) pienińskiego pasa skałkowego pozwoliły na bliższe spre­
cyzowalI1ie wielku tej formacji jako a1b dolny - środkowy (BiT'kenma­
jer & Dudziak, 1 987), mogą również pomóc w dokładniejszym określeniu
wieku formacji z Kapuśnicy (zwłaszcza jej dolnego ogniwa brodniańskie­
go), a zarazem stropowej części formacj i wapienia pienińskiego. W tym
celu pobrano wiele próbek z profilów przedstawionych na figurach 1--4,
z formacji wapienia pienińskiego, formacji z KapuŚllicy (ogniwa brod­
niańskiego i rudińskiego) oraz ogniwa margli z BryncUtowej f9 rmacji
z Jaworek.
W wyniku badań nannoplanktonu okazało się, że poszczególne próbki
zawierały tylko , szczątkowe zespoły nannoflory wapiennej , daleko pod
tym względem odbiegające od dotychczas opisywanych z pogranicza kre­
dy dolnej i górnej (por. Black, 1 972, 1 973, 1 975; Roth & Thierstein, 1 972;
Roth, 1 973; Thierstein, 1 973, 1 976; Hill , 1 976; Taylor, 1 982). Tak znacznie
wtórnie zmieniony materiał, jaki otrzymano, nie nadawał się do badań
przy użyciu techniki elektronowej . Jedynym możliwym sposobem anali-
WIEK UTWOROW
109
GRANICZNYCH KREDY DOLNEJ I GORNEJ
Fig. l
Położenie pienińskiego pasa skaBto\regO (zaznaczony
Key map to show posii,1ion of the P.i.en.iny �en
pathians
na
czarno)
.na
tle Karpat
the Car­
Bełt (in black) lLn
': !:--J ; : :
.
: 10km :
Fig. 2
Miejsca pobralIllia próbe!k: do badań nannoplanktonu z warstw gramc7lllYch kredy
dolnej-góI1nej płaszczowliny piel1li.ńskiej i brandskJiej
l - płaszc:zowlna magurska; , - fllBz podhalafulld ; J - pien1iulld pa. .kalkowy;
tektoniczne pleniillklego pasa .kalkowego;
nica;
III - P04skalnla
G6ra;
IV -
li
- miejsca
badanych
pod SChronilldem SIą81dm;
Location
Orlicą"
protil6w
V -
(I.
CIaowlec;
•
II
- granice
- Kapuś­
VI - ,,Pod
m� of saanpli:ng ISites
l - lIoIagura Nappe; , - Podhale Palaeogene; 3 - PlenlDy Kllppen Belt; • - teetonle bOUD­
darles ot the Pienlny KllppeD Belt; li - aampling IIUes (l. II - K apuśn1ca; III - PoclBkaWa
G6ra; IV - Schronlako Sląslde tour1at hut; V - ctsowiec; VI - "Pod Orlic,," tour1at hut
110
KRZYSZTOF BIRKENMAJER. JOZEF DUDZIAK
zy składu gatunkowego kokkolitów była obserwacja w mikroskopie
świetlnym. Z każdej próbki sporządzono po 1 2 preparatów mikroskopo­
wych (2 X 2 cm), które obserwowano pod powiększeniem 500 X w świet­
le zwykłym, przy użyciu kontrastu fazowego oraz przy nikolach skrzyżo­
wanych.
STAN ZACHOWANIA MATERIAŁU
W preparatach pochodzących z badanych próbek stwierdzano obec­
ność od 1 egzemplarza na około 500 pól obserwacyjnych do 1 0 nannoska­
mierriałości na j edno pole obsetwacyjne, rozpoznawalnych jako kokko­
lity (jeden preparat o wymiarach 2 X 2 cm obejmuje przy powięk­
szeniu 500 X około 3500 pól obserwacyjnych). Należy dodać, że w materiale
dobrze zachowanym ilość nannoplanktonu może osiągać 1 00-1 50 okazów
w jednym polu widzenia. To porównanie wskazuje na znaczny stopień
zubożenia ilościowego nannoflory wapiennej w osadach basenu pienińs­
kiego pasa skałkowego z pogranicza kredy dolnej i górnej. Przyczyną
mogą być m. in. procesy chemiczne związane z długotrwałym krążeniem
wód w osadzie i wietrzeniem. Związek między stopniem zwietrzenia pró­
bek skalnych a zawartością kokkolitów na terenie Karpat stwierdzono
już uprzednio (Dudziak, 1 983).
W utworach pochodzących ze schyłku kredy dolnej pienińskiego pasa
skałkowego j edną Z przyczyn zubożenia ilościowego nannoflory mogły być
także · niekorzystne warunki dla rozwoju tych mikroorganizmów plankto­
nicznych w środowiSku sedymentacyjnym, a także procesy sedymentacji
i przemian wczesno diagenetycznych osadu na dnie zbiornika. Obecność
krzemionki i pirytu w osadzie, jak też głębokość dna zbiornika w sto­
sunku do garnicy kompensacji kalcytowej (CCD) mogły tu być czynni­
kami decydującymi w kwestii stanu zachowania nannoflory wapiennej
(por. formacja wronińska - Birkenmajer & Dudzia'k, 1 987).
Zły stan zachowanli:a okazów jeisJl; Il'ezulta,tem trzech procesów: pokrycia po­
wierzchni poszczególinych egzemplarzy zwartymi naroślami węgla'IllU wapnia (kal­
cytu), w nmiejszym stopniu brunatnych WQdOI'otlenk6w żelaza; odkształceń powsta­
łych na skutek oddziaływań mechani'C7lIlych (np. fałdowań) OIl'az korozji. Ta ostat­
nrla niszczy zwylkle doszczętnie delikatne struktury tworzące pole centrałne 11 form
ważnych dla stratygrafii schyłku dolnej kredy - m. in. rodzaje: Chiastozygu,s,
Prediscosphaera. EiffeUithus. Zwarte narośla węglanu waplllia uniemożliwiały roz­
poznanie szczegół6lw budowy za!f6wno w świetle zwykłym, jak i przy użyciu kon­
trastu fazowego, toteż w zasadzie jedynym sposobem określania przynależności ro­
dzajowej d gatunkowej były obserwacje przy nikolach skrzyżowanych.
ZESPOŁY NANNOPLANKTONU W BADANYCH PROBKACH
Formacja wapienia p ienińskiego
Próbki do badań zostały pobrane w stropowej partii formacji wapie­
nia pienińskiego, z cienkich ( 1-5 mm) wkładek czarnych lub ciemno­
szarych łupków marglistych pomiędzy ławicami wapienia rogowcowego
z dwóch profilów: (1) prorilu w Kapuśnicy koło zamku niedzickiego - płaszczowina braniska (fig. 3: próbki 1 /84-3/84) ; (2) profilu Podskal­
niej Góry w Sromowcach Niżnych - płaszczowina pienińska (fig. 4A:
próbki 6/84 i 7/84);
111
WIEK UTWOROW GRANICZNYCH KREDY DOLNEJ I GORNEJ
(1) K a p u ś n i c a
p r ó b k a 1 /84 reprezentuj e osad bogaty w bezpostaciową krzemionkę,
którą w preparatach obserwuj e się w postaci kłaczkowatych nagroma­
dzeń. Przeciętna zawartość k�kkolitów: 1 okaz na 3 pola obserwacyjne.
Jest to zespół niemal j ednogatunkowy, gdyż 95-970/0 okazów należy do
ssw
NNE
Fig. 3
Miejsca pobralIliia próbek na nannoplan:kton W profilu Kapuśnicy (budowa geoLogiczna według Bh-kenmajera, 1985, upr�ona)
p ł a B z C li o w l n
ford!);
a
bran
lBka
:
FRS - formacja radlolaryt6w z
Sokollcy
(?bajas - 0l1:li­
rRC
I - formacja radlolaryt6w z Czajakowej, ogniwo radlolaryt6w z Podmajerza
(oll:Bford); FRC
- formacja radlolaryt6w z Czajakowej, ognlwo rad10laryt6w li Buwałdu
.
(Oksford) ; TWC - formacja waplenla czorsztyilSklego, ognlwo waplenla z Upszaru (kimeryd);
FWp
nlcy
-
rx
formacja waplenla plenlńall:lego (tytan - barrem 1 apt) ;
(apt
- alb);
FJ
- formacja
li
Jaworek
- formacja z Kaput­
(ogniwo margll li Brynczkowej:
alb
cenoman); llczby W k6łll:acb oznaczaj II miejs!:a pobranla pr6bek (por. tab. 1)
Locatian
of
Br a nlsko
g6rny -
sampIes for nannoplankton in the Kapuśnica sectiml. (geo1ogy afterBirkenmajer, 1 985, simpLim.ed)
N a p p e:
FRS
-
Sokollca
Radlolarite
Formatlon
(?Bajodan
-
OxfordlanT);
rRC
- Czajall:owa Radlolarlte Formatlon,
Podmajerz Badlolarlte Member
(Oxfordlan);
I
FRC. - Czajakowa Radlolarlte Formatlon, Buwałd Radlolarlte Member (Oxfordlan); FWC Czorsztyn Llm.estone Formatlon, Upszar Ltmestone Member (Klmmeridg1an);
Ltmestone
Formatlon
(ApUan
Alblan) ;
-
(Tlthonlan
FJ -
-
.Jaworki
Barremlan
Formatlon
and
Apt1an);
(Brynczkowa
FK
-
Marł Member:
Cenomanlan); clrcled numben denote lamplea
FWP
Kapuśnlca
(lee Tab.
Upper
1)
- Pieniny
Formatlon
Alblan
-
NNW
N
SSE
Podskalnia
Gl!lr a
742
/
I
I
_
I,..1-
"
I
o
.1 -
:&
l�
I
j
r
I
NW
J E D NOST K A C ZORSZTYŃ SKA
CZORSZTYN U N I T
J.
,l
�
,i
�
..I
,,(
,,(
FK b
+ FK b
J. FWP
®
/
//
/
/
/
I
O
"
)
�
PŁA S Z CZOW I NA
I
[&J 3
[ZJL.
C1/EJ s
1 /
/
I ",/
1 1/ /FW Ol -1 '
L/�
J. / \/ !�(- /./..-/
FJb ..)/ /\
J. "/
I
�1
�2
S I
I
/'1
I
I ..,
�/
I
F"Jb+
/
-
-J-
6
20m
lO
I
07
...... .....
// /
/
/ J
I/ I n /
.I�/'//
/II/.Jf �'/ 1 /ff'1
/ f
l
I
I
'I
'I J E DNO ST KA
tCZORSZTYNSKA
.4 CZORSZ TYN
/y-'T
UNIT
/}
I'
I l. I
_
'_
I I
./
1
I
,�///
11 /
(
'/
J FWPZ ,/
FRC
f
O
..­
..­
t-:)
�
i:II
N
><
rn
�
l
....
o
=
t:I
c::
t:I
�
�
FS
©
" . . ..
�
9
[ZJ l0
0 11
1 . . 1 12
� 13
SE
BRAN I SKA
B R A N I S KO N A P P E
FWPz
�8
10m
WIEK UTWOROW
GRANICZNYCH
KREDY
DOLNEJ I
1 13
GORNEJ
I
Watznaueria barnesae (Black) Perch-Nielsen. Pozostałe formy to W. britannica (Stradner) Reinhardt, W. communis Reinhardt, Parhabdolithus
embergeri (NOEH) Stradner i Micrantholithus hoschulzi (Reinhardt) Thier­
stein (tabl. II, 1 4). Ponadto stwierdzono obecność form o zarysie elipsoi­
dalnym, długości 6-8 !Lm, w znacznym stopniu skorodowanych (tabl. II,
2) lub zachowanych w postaci pierścienia pokrytego grubą warstewką
kalcytu (tabl. II, 3). Szczątki te należą prawdopodobnie do Vagalapilla
matalosa (Stover) Thierstein. W postaci trzech okazów obserwowano
resztki kokkolitów o długości 7-8 !lm. Okaz przedstawiony na tab!. II, 7
może być przykładem stanu zachowania: w świetle zwykłym widać nie­
wyraźnie zaryso,wany kontur pierścienia, delikatne struktury pola central­
nego uległy całkowitemu zniszczeniu; przy nikolach skrzyżowanych obraz
pierścienia jest podobny (por. Hill, 1 976, tab!. 3, 20, 23, 24) do właściwego
gatwnkowi Broinsonia stenostaurion Hill. W osadach ,położonych na NW
od Zatoki Meksykańskiej fonna ta pojawia się po raz pierwszy w środ­
kowej części środkowego albu (Hill, 1 976).
Jest to prawdopodobnie resztka bardziej bogatego zespołu, w którym
poza rodzaj em Watznaueria przetrwały w osadzie przede wszystkim for­
my o bardziej masywnej budowie - rodzaje Parhabdolithus i Micran­
tholithus. Mogło to być także środowisko niekorzystne dla rozwoju nan­
noplanktonu wapiennego. Przemawia za tym fakt, że niemal wszystkie
okazy należące do Watznaueria barnesae wykazują objawy skarłowace­
nia i liczą zaledwie ok. 6 f-lm długości (tabl. I, 1).
P r ó b k a 2/84 różni się od poprzedniej znacznie gorszym stanem
zachowania nannoflory wapiennej : mniejsza jest jej liczebność (1 okaz
na 5-1 0 pól obserwacyjnych), większy stopień korozji i defonnacji oka­
zów, które są z trudnością rozpoznawalne nawet przy s�rzyżowanych ni­
kolach. Ze�ół ten składa się niemal wyłącznie z Watznaueria barnesae,
w sposób pewny stwierdzono ponadto jeden okaz W. communis i j eden
W. britannica.
Fig. 4
Miejsca pobrania próbek na nannoplankton W profilach Poclskalruej Góry ( A : płasz­
czoWliata pienińska; Bixkenmajer & Jedno'rowslka, 1984, uproszczone), "Pod Orlką"
(B: plas:oczo'Wiima pienińska ; BilrkenmajeT, 1 985, UpI1oszczone) i Oisowca (C: płasz czowina braIlli ska; Birkenmajer, 1 985, upros:OCZloue)
FŁH - formaCja łupków z Harcygrundu; FWpz - formacj a wapieni z Podzamcza;
FRS -
formacja radiolarytów z Sokolicy ; FRC - formacja radiolarytów z Czajakowej; FWP formacja wapienia pienińskiego; FK - formacja z Kapuśnicy (FKb - ogniwo brodnlańskie;
FKr - ogniwo rUdlńskle); FJ - formącja z Jaworek (FJb - ogniwo margll z Brynczko­
wej; FJm - ogniwo z Magierowej ; FJs - ogniwo śnie:Łnlckle ; FJg - ogniwo z Gróbki;
FJmc - ogniwo margli z Macelowej); FS - formacja sromowlecka; liczby w kółkach oznaczają próbki (por. tab. 1)
Location of samples for 1li3IIlIniOP1 aniktOin in the sectiOIllS of Podskalnda Góra (A:
.Pieniny Nappe; Birkenmajer & Jecmol<Owska, 1 984, sirnplified), "Pod Orlicą" (B:
P ieruny Napp e; Birkenmajer, 1985, simp1ified) and Cisowiec (C: Bram,isko Nappe;
Birkenrnajer, 1 985, si:mplified)
FŁH - Harcygrund Shale Formatlon; FWpz - Podzamcze Llmestone Formation;
kolica Radiolarlte Formation ; FRC - Czajakowa Radlolarlte Formation; FWP
FRS - So­
-
Pieniny
Llmestone Formation; FK - Kapuśnica Formatlon (FKb - Brodno Member; lI'Kr - Rudlna
Member); FJ - Jaworki Formatlon (FJb - Brynczkowa Marł Member; FJm - Magterowa
Member; ,FJs - Sne!nica Member; FJg - Gróbka Member; FJmc - Macelowa Marl Member); FS - Sromowce Formation; clrcled numbrs denote sampies (see Tab, l)
114
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, JOZEF DUDZIAK
P r ó b k a 3/84 wytkazuje obecność w preparatach kłaczkowatych na­
gromadzeń bezpostaciowej krzemionki, liczebność kokkolitów wynosi
2-4 okazy na jedno pole obserwacyjne, z czego około 95% należy do
Watznaueria barnesae. Mniejszy niż w poprzednich próbkach jest stopień
deformacji mechanicznych, duży natomiast jest rozwój wtórnych na­
rośli kalcytowych i korozji (tabl. I, 2, 6). U rodzajów Watznaueria i Par·habdolithus przeważają okazy mniejszych rozmiarów (tabl. I, 3, 5, 9).
Poza formami wymienionymi uprzednio (por. tab. 1) rozpoznano skoro­
dowane okazy Cyclagelosphaera deflandrei (Manivit) Roth (tabl. II, 1 6)"
oraz C. margereli Noel (tabl. II, 1 7) . Według Rotha i Thiersteina (1 972)
C. margereli występuje w osadach środkowego Atlantyku w poziomach
Chiastozygus Iitterarius (wczesny apt) i Parhabdolithus angustu8 (późny
apt) .
T a b e l a (Table) 1
Występowanie lIlaIlIIlopl.anldlonlu wapielllIlego w waJI."Stwach granicznych krredy dolnej
i górnej płaB2JCZOWiny bI1lllniskiej i pielnińs!lciej
Distribution of oalC8ll'eO'UL9 n.annoplaiDi1dan in Lower-Upper Cretaceous tr8lIlSitm:on
beds, Pieniny and Bran'isko naJppel
� - --
.
. ---
----
,
-
1--- -
Amp hlzrgU5
Bro i n so n ' o
brooksi
chiasto
nanU5
B
u kr y ---��------
ssp
stenostourion
C r u cie l l l ps t S
Hill
1--- Eiff e l l i � "'iJS
- b e ' ] : res
F lo
�
1- -
b ! f ora m i n i s
fl 1roll5
Luclo",ornobdus
sp
-� � P h a "O l l t h l�n_-sp
�
-
-
p y r a m l dus
.. Tetra l r t h l..i s
--
m at a l o, ,,
�Gala�, l a
bar r.esoe
Wetz o ': J e r i a
�
-
-
-
I NOe )
!
-
-- -
-;-
-
profile
sp.
(I-VI
pienińskiego i 4, 12,
puśnlcy,
-
( alack )
-
-- -
---- --
-
x
x
i
__
!x ; - f
___
_
)(
X
I
X
L
X
_
-
x
'
x
-
x+ - -
_
__
'
_
_ _ ._
--l:-� :�
X
-
_
1
,
•
-�-
�-
---
_
__
X iX
-i--
I
� -- --- �­
--ix
­
- I---...J! -X
' -,-
'
,
�I�lx--l-x-I----+--- ,I--+� �+.?. x I X X
X
_____
13
x
x.
--t -i --;
_ ------:-i I .,.
X
? i
x .' -X-1-X-- - -X -1 -x-' X
+-+-+x_
x
?. !
x- .+:? .:
. +­
u
X
x
.l�-� .1---
;X�f- 4=, =,-F-- � -;�xX
X
Ix x
x
;;
L
- -j
��t�C�'
I
12
, x
_ ______+-_
x _c.-X_--+
x
11
- -" -­
--l-? i--�x ?
_
_
7x_
---
R e in h a , dt
-
�
-
-
- .,
- ---+-x------i -+;-x-+
Pl!lCo - N i els.en
15tradner )
-
-
+-.
�
10
9
-
- -- �- -_ .
8
v
4_---4_---+_��
�
�-
IV
I'
,
'-
I
-
---1.. -
! )(
I
- jak na fig. 2)i B - numer)' próbek (1-3, 5, , - formacja waplema
13 -
formacja z KapuśnIcy, ogniwo brodDiailsldei 1-10 - formacja z Ka­
5, II - formacja z Jaworek, ogniwo margli z BryDCZkowej)
field sectlons (I-VI - as In Fig. 2)i B - sample numbera (1�, fi, , - Pieniny L1me­
stone Formation; 4, 12, 13 - 'Kapuśnica Formation, Brodno Memberi 8-10 - Kapuśn1ca Formatlon, Rudina . Member i S, II - Jaworki Formation, Brynczkowa Marl Member)
A
-
ogniwo
-;;�
I S! o v or ) T h i e s t
- _u _ _ _ __ _ n
e
m
� o au.. r �a_ _
c_
o_
�i� _�_ i�har�_ _
Wat z n o u e r l a
x
Str_" a�-_=---=
Gardet
b r i tannica
-
� ��
7;lie S l
IRe;r,h,)
----- --- - ----- - . .
Watz nGueria
--
�
Rejnhard�
T hi e r s t e:n
e�berge"
P a r h a �d o l l t hus
Roth
?
"�
T h er s1e i n
hoschu!zi
Mi : r an t h o l "hus
I M a ni v i t )
?
-- -
,
S t � :ldner
c l O l u5
Li l h rap h d , I. f' S
Thiersle;n
( Def,,)
turrisel ffeli
L ; t � = ·· · · · r'..:s
-----
(Worsley)
�ycla�elosPha.ra. def l an dr ei
A
" -I-- - --;� "-G
, ; ,-;l A r-I
6
7
2
3
4
5
r8
N azwa g G t u n k u
s p e c I e s
rucUilskiei
WIEK UTWOROW GRANICZNYCH KREDY
DOLNEJ I GORNEJ
1 15
W omawianej próbce gatunkiem ważnym stratygraficznie j est także
Lithastrinus floraLis Stradner, obecny głównie w postaci okazów nieco
mniej szych od holotYlPu (ta:b. I, 1 6) . Stwierdzono ponadto obecność ga­
tunku Amphizygus brooksi ssp. nanus Bukry (tabl. II, 1 0), który w osa­
dach na NW od Zatoki Meksykańskiej pojawia się po raz pierwszy w póź­
nym albie (Hill, 1 976). Do dalszych składników tego zespołu należy Va­
gaLapiHa mataLosa (Stover) Thierstein (tabl. II, 1) oraz dość liczne kok­
kolity o całkowicie zniszczonym polu centralnym: obraz interferencyjny
pierścienia, pokrytego grubą warstewką wtórnego kalcytu, może sugero­
wać obecność rodzajów EiffeHithus, Broinsonia lub Staurolithites.
Wobec złego stanu zachowania i szczątkowego charakteru nannoflo­
ry wapiennej nie można wykazać żadnych zróżnicowań wiekowych po­
między poszczególnymi próbkami (1 /84--3/84). Dla celów stratygraficz­
nych ma znaczenie tylko j edna, najlepiej zachowana asocj acja z prqbki
3/84. Obecność gatunku Watznaueria britannica (według Thiersteina,
1 976: oksford - alb) wyznacza górną granicę przedziału czasowego,
w którym osad się tworzył. Granicę dolną określa w sposób pewny
obecność Lithastrinus f Lora Lis Stradner, który według Thiersteina (1 976)
'pojawia się po raz pierwszy w późnym apcie, pionowy zasięg osadu
może reprezentować CycLagelosphaera margereli Noe!: poziomy Chia­
stozygus Litterarius (wczesny apt) i Parhabdolithus angustus (póź.ny opt)
(Roth & Thierstein, 1 972). Jeśli na podstawie tych danych przyjmiemy,
że stropowa część formacji wapienia pienińskiego reprezentuje w Ka­
puśnicy apt (górny apt), wówczas pojawienie się Broinsonia stenostau­
rion Hill (znanej od środkowej części środkowego albu obrzeżenia Za­
toki Meksykańskiej - Hill, 1 976) i Amphizygus brooksi ssp. nanus Buk­
ry (znanego tam od późnego albu - Hill, 1 976) nie byłoby dowodem
na albski wiek tej części wapienia, lecz na wcześniejsze pojawianie się
tyćh form w basenie pienińskiego pasa skałkowego niż Zatoki M eksy­
kańskiej .
(2) p o d s k a l n i a G ó r a
Próbki do badań nannoplanktonu wapiennego zostały pobrane z cien­
kich (1-5 mm) wkładek czarnych łupków marglistych w obrębie stro­
powej części formacji wapienia pienińskiego: próbka 6/84 - w odległości
4 m od kontaktu z formacją z Kapuśnicy i próbka 7/84 - w odległości
3 m od kontaktu z tą formacją, słabo tutaj zresztą widoczną w zwietrze­
linie (fig. 4A).
P r ó b k a 6/84 to czarne, silnie zwietrzałe łupki, które rozpadają się
na blaszkowate okruchy o rozmiarach 1-2 mm. Stwierdwno w nich
obecność wielobocznych płytek kalcytowych, rozjaśniających przy niko­
lach skrzyżowanych, inkrustowanych kalcytem; j ego największe nagro­
madzenia w centralnej części płytek wywołują wysokie barwy interferencyjne.
.
Z wcześniejszych obserwacji wynika (Birkenmaj er & Dudziak, 1 987),
że w osadach formacji wronińskiej (alb) płytki te są elementami skła­
dowymi kokkolitów o pokroju rozet. W próbce 6/84 nie stwierdzono tego
rodzaju kompletnych rozet. W osadach formacji wronińskiej obecność
omawianych elementów kalcytowych została uznana za wskaźnik śro­
dowiska niekorzystnego dla rozwoju lub zachowania nannoflory wapien­
nej .
1 16
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, JOZEF DUDZIAK
Ponadto obserwowano kokkolity o długości 6-7 !lm należące do ro­
dzaju Watznaueria (tabl. I, 8), o częstości występowania 1 okaz na 400500 pól obserwacyjnych. Zespół nannoflory wapiennej omawianej prób­
ki nie pozwala na wyciągnięcie żadnych wniosków stratygraficznych.
P r ó b k a 7/84 okazała się bardziej zasobna w kokkolity. Obok kalcy­
towych elementów poligonalnych, rozjaśniających przy skrzyżowanych
nikolach (różne przykłady kształtu takich płytek przedstawiono w arty­
kule omawiającym nannoplankton wapienny z formacji wronińskiej Birkenmajer & Dudziak, 1 987, fig. 6) napotykanych w osadzie zasob­
nym w krzemionkę, stwierdzono obecność Tetralithus pyramidus Gar­
det (tabl. II, 1 5) oraz form o pokroju gwiazdkowym. Wszystkie okazy
noszą ślady odkształceń mechanicznych, rozety pokryte są tak grubą
warstewką wtórnego kalcytu i brunatnych wodorotlenków żelaza, że
przypominają bezkształtne nagromadzenia mineralne.
Oprócz tetralitów i rozet próbka zawiera kokkolity (1 okaz na 1 00300 pól obserwacyjnych), do których należą: Watznaueria barnesae, W.
communis i W . britannica, ponadto: Cyclagelosphaera deflandrei (tabl.
II, 1 8), FlabeHites biforaminis (tabl. II, 8) oraz Lithastrinus floralis,
wszystkie w różnym stopniu uszkodzone. Zespół ten stwarza możliwość
określenia przybliżonego wieku próbki skalnej, który mieści się w prze­
dziale: górny apt (według Thiersteina, 1�73: pierwsze wystąpienie Fla­
beHites biforaminis; według Thiersteina, 1 976: pierwsze pojawienie się
Lithastrinus floralis) - granica albu i cenomanu (górny zasięg Watz­
naueria britannica: Thierstein, 1 976). Na dokładniejszą diagnozę wiekową
osadu pochodzącego z profilu Podskalniej Góry nie pozwala zubożenie
gatunkowe zespołu nannoflory oraz niewielka ilość lepiej zachowanych
okazów, które, jak np. FlabeHites biforaminis Thierstein, występują nie
częściej niż jeden raz w preparacie (ok. 3500 pól obserwacyj nych) .
Formacja z Kapuśnicy
Ogniwo brodniańskie
P r ó b k a 4/84 została pobrana w Kapuśnicy (fig. 3: 4) - mleJScu
stratotypowym formacji - z. szarozielonych, bardzo twardych łupków
ogniwa brodniańskiego na samym kontakcie z formacją wapienia pie­
nińskiego (płaszczowina braniska). Zawiera ona ślady nannoplanktonu
wapiennego (j eden okaz na ok. 1 00 pól obserwacyjych), wśród którego
rozpoznano tylko j eden takson: Watznaueria barnesae (Black) Perch-Niel­
sen, o zasięgu wiekowym oksford -:- mastrycht (Smith, 1 981).
P r ó b k a 1 2/84 została pobrana poniżej schronienia " Pod Orlicą"
w Szczawnicy Niżnej, na południe od małej skałki formacji wapienia
pienińskiego (płaszczowina pienińska) odsłaniającej się w drodze dojaz­
dowej do schroniska (fig. 4B). Są to zielonawoszare, zdeformowane
i zwietrzałe łupki margliste o liściastym przełamie, zawierające nieliczną
nannoflorę wapienną (1 okaz na 30-40 pól obserwacyjnych). Przykła­
dem stanu zachowania może być okaz przedstawiony na tabl. I, 1 3.
Większe znaczenie stratygraficzne w zespole mają tylko Lithastrinus
floralis i Watznaueria britannica.
P r ó b k a 1 3/84 została pobrana na północ od omawianej skałki (fig.
4B). Są to ciemnoszare lub czarne, zdeformowane łupki margliste, za-
WIEK UTWOROW GRANICZNYCH KREDY DOLNEJ I GORNE.J
117
wierające dwie różne grupy nannoskamieniałości. Pierwszą tworzą wie­
loboczne, skorodowane płytki kalcytowe, tetrality i rozety utworzone
z płytek, charakterystyczne dla środowiska niekorzystnego dla rozwoj u
i/lub zachowania w osadzie nannoplanktonu wapiennego. Duży stopień
wtórnych zmian, zwłaszcza korozja odpornych na nią poligonalnych pły­
tek wskazują, że możemy tu mieć do czynienia z zespołem redeponowa­
nym. Druga grupa to zmienione kokkolity (tabl. I, 1 8) , wśród których
97-9go/0 należy do Watznaueria barnesae; w większości są to duże
egzemplarze osiągające 1 0 !lm długości (tabl. I, 1 0), co wskazuje na ko­
rzystne warunki w środowisku ich rozwoju. Obserwowano także rodza­
je: Lucianorhabdus (tabl. II, 1 2) i Stephanolithion (tabl. I, 1 5) .
Dla osadu ogniwa brodniańskiego z profilu poniżej schroniska "Pod
Orlicą" w Szczawnicy mozliwe jest tylko przybliżone określenie wieku:
górny apt - granica albu i cenomanu.
Ogniwo rudińskie
Na lewym brzegu doliny Dunajca poniżej Schroniska Sląskiego w Sro­
mowcach Niżnych (fig. 2: III) pobrano dwie próbki z twardych szaro­
zielonych łupków marglistych: 8/84 i 9/84 (płaszczowina pienińska), na­
tomiast z ' profilu odsłoniętego w drodze pod Cisawcem w Sromowcach
Wyżnych (fig. 4C) - j edną próbkę (1 0/84) z twardych ciemnozielonych
łupków marglistych (płaszczowina braniska) .
P r ó b k a 8/84 zawiera kokkolity w przeciętnej ilości 1 okaz na 1
pole obserwacyjne, wśród których 95-98%
przypada na Watznaueria
barnesae, pozostałe taksony to głównie W. communis, Parhabdolithus
embergeri i Cyclagelosphaera deflandrei. Identyfikacja Eiffellithus tur­
riseiffeli (Deflandre) Reinhardt jest na skutek zaawansowanych zmian
bardzo utrudni6na (np. tabl. II, 1 3). Dla korelacji stratygraficznej najważ­
niejszym taksonem w tym zespole jest Lithraphidites alatus Thierstein:
na tabl. II, 1 1 przedstawiono okaz najlepiej zachowany, równocześnie
jednak znacznie zmieniony na skutek obecności wtórnego kalcytu. For­
ma ta pojawia się według Rotha (1 973), Thiersteina (1 974, 1 976) i Bu­
kry'ego (1 974) na granicy albu i cenomanu. Thierstein (1 974) definiując
poziom Lithraphidites alatus, umiejscawia go w dolnej części cenomanu,
natomiast według Bukry'ego (1 974) poziom ten obejmuje cały cenoman,
według Verbeeka (1 976)
cenoman wczesny i środkowy. Brak j est ja­
kichkolwiek form, które mogłyby reprezentować młodsze po-ziomy w ba­
danych przez nas osadach ogniwa rudińskiego (np. według Sissingha, -1977
i Perch-Nielsen, 1 979, w górnym cenomanie pojawia się charakterystycz­
ny i łatwo roz.poznawalJny gatunek Microrhabdulus decoratus Deflall1dre;
w badanych przez nas próbkach nie stwierdzono j ego obecności). Zbada­
ny zespół nannoflory wapiennej wSkazuje, że próbka 8/84 może należeć
·do cenomanu (?dolnego).
p r ó b k a 9/84 pobrana z części profilu odsłoniętej bliżej koryta Du­
najca zawiera nannoflorę wapienną w podobnej ilości jak próbka po­
przednia - 1 okaz na 1 pole obserwacyjne, j ej stan zachowania jest tu
j ednak gorszy, a dominacja Watznaueria barnesae zazna� się jeszcze
wyraźniej (niemal 1 0 (JI/o oznaczalnych okazów), pozostałe okazy - także
należące do rodzaju Watznaueria - nie mogą być dokładniej oznaczone
z uwagi na deforn1acje i - korozję.
-
118
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, JOZEF DUDZIAK
P r ó b k a 1 0/84 pobrana w odsłonięciu drogowym pod Cisowcem
(twarde ciemnozielone łupki margliste) zawiera szczątki kokkolitów O7ma­
czalne do rodzaju w ilości 1 okaz na 20 pól obserwacyjnych oraz lepiej
zachowane okazy w ilości 1 na 200 pól obserwacyjnych. Poza Wat z­
naueria barnesae i W. communis (tabl. l, 12), stwierdzono obecność
w różnym stopniu zmienionych okazów Lithastrinus floralis Stradner
(tabl. l, 1 7) . Dla omawianej próbki można zatem podać tylko dolną gra­
nicę wieku: górny apt.
Formacj a z Jaworek
Ogniwo margli z Brync zko wej
Dla porównania nannoflory wapiennej formacji wapienia p ienińskie­
go i formacji z Kapuśnicy (p. wyżej) z dobrze stratygraficznie rozpozna­
ną na podstawie otwornic planktonicznych sekwencją formacji z Jawo­
rek, pobrano dwie próbki z niższej części ogniwa margli z Brynczkowej
w Kapuśnicy (próbka 5/84) płaszczowiny braniskiej (fig. 3: 5) i pod Ci­
sowcem w Sromowcach Wyżnych (próbka 1 1 /84), również należącego do
płaszczowiny braniskiej (fig. 4: 1 1 ).
P r ó b k a 5/84 to twarde margle ze strefy kontaktu z formacją z Ka­
puśnicy (ogniwem rudińskim), które zawierają stosunkowo liczny zespół
nannoplanktonu wapiennego: 5-1 0 okazów na jedno pole obserwacyjne,
z czego około 95% przypada na Watznaueria barnesae. W świetle zwyk­
łym nie dostrzega się szczegółów budowy umożliwiających identyfikację,
podstawą rozpoznania j est obraz przy nikolach skrzyżowanych (tabL l,
4). Należy jednak dodać, że obraz ten różni się niekiedy od obrazu holo­
typu: być może chodzi tu o formy wyróżnione przez Worsley'a ( 1 971)
jako Watznaueria bayacki (tabL I, 1 4).
Taksony towarzyszące rodzajowi Watznaueria są w znacznej części
'
nierozpoznawalne na skutek wtórnych zmian. Utrudnienia jakie zmiany
te stwarzały dla identyfikacji, najlepiej ilustrują przykłady okazów le­
piej zachowanych. Vagalapilla matalosa (tabL II, 4) nosi ślady odkształ­
ceń, zniszczeniu uległa struktura centralna, pogrubienie konturu wynika
z obecności grubej warstewki kalcytu. Podobne zmiany zaznaczają się
w przypadku gatunków Cruciellipsis chiasta (Worsley) Thierstein (tabL
II, 5, 6) oraz Flabellites biforaminis Thierstein (tabL II, 9). Ten ostatni,
znany z południowej Francji, Szwajcarii i osadów Oceanu Atlantyckiego
ma zasięg: późny apt - późny cenoman (Thierstein, 1 973).
Brak Watznaueria britannica (górny zasięg: granica albu i cenoma­
nu - Thierstein, 1 976) oraz obecność Cruciellipsis chiasta {górny zasięg:
granica cenomanu i turonu - Thierstein, 1 976) wskazuje, że liczny lecz
ubogi gatunkowo i skrajnie źle zachowany zespół nannoplanktonu wa­
piennego omawianej próbki ma charakter cenomański.
P r ó b k a 1 1 /84 (szarozielone twarde margle łupkowate) jest bardziej
zasobna w nannoplankton wapie!1ny (do 4 okazów na jedńo pole -obser­
wacyjne), przy czym około 99% przypada na Watznaueria barnesae, li­
czące najcżęściej 7-9 /J-m długości (tabl. I, 7, 8); kokkolity te są często
zdeformowane i pokryte grubą warstewką kalcytu (tabL I, 7). Wiek prób­
ki nie może być bliżej określony na podstawie nannoplanktonu wapien­
nego.
WIEK
UTWORÓW
GRANICZNYCH
KREDY
DOLNEJ
I
GÓRNEJ
119
O g ólne uwagi o nannoflorze zbadanych próbek
W odniesieniu do wszystkich zbadanych próbek na podkreślenie za­
sługuje niezwykła dominacja gatunku Watznaueria barnesae (Black)
Perch-Nielsen. Znaczny udział tego gatunku stwierdzał także Lauer (in
Griin et aL., 1 972) w profilach dolnokredowych osadów północnej części­
Lasu Wiedeńskiego, lecz nie była to dominacja tak wielka, jak w zba­
danych osadach pienińskiego pasa skałkowego.
Można wskazać na dwie główne przyczyny występowania niemal jed­
nogatunkowych lub jednorodzajowych zespołów nannoflory wapiennej
w osadach pienińskiego pasa skałkowego ze schyłku dolnej kredy:
( 1 ) duża odporność tych taksonów na niekorzystne warunki dla ży­
cia nannoplanktonu wapiennego w basenie skałkowym;
(2) odporność szczątków szkieletu wapiennego na rozpuszczanie w cza­
sie osadzania się (przy przechodzeniu granicy kompensacji kalcytowej)
i wczesnej diagenezy (oddziaływanie roztworów zawierających krzemion­
kę, powstawanie siarczków w osadzie i związana z tym korozja).
Rezultatem czynników (2) mogłaby być niemal całkowita eliminacja
form o bardziej delikatnej strukturze, zarazem ważnych dla stratygrafii
kokkolitowej . Ich rzadkość zmusza do długotrwałych i żmudnych analiz
preparatów, przy czym poszukiwania te przynoszą tylko częściowo po­
zytywne rezultaty.
Wszystkie dotychczasowe badania nad nannoflorą aptu - albu i dol­
nego cenomanu opierały się na dobrze zachowanym materiale. Nawet
zespoły opisane przez Lauera (in Grun et aL., 1 972) ze strefy fliszowej
północnej części Lasu Wiedeńskiego - mimo, że według niego wysoki
stopień ich rekrystalizacji uniemożliwiał badania przy' pomocy SEM
- są zachowane nieporównanie lepiej od kokkolitów pochodzących z pie­
nińskiego pasa �kałkowego.
WStPólcześn.ie spotykaJmy się z dążeni.em do coraz bardziej szc zegółowej cha­
-
rakterystyki poszczególnych taksonów na podstawie mibOlSlkopu elektronowego. Na
idealnie zachowanym materiale jest możliwe stwierdzenie subtelnych :róŻlIlic
w kształcie, WTielikośai i wzajemnym położeniu mikroelementów. Można spotkać
się z poglądem, że nlektóre gatunki są zbyt szeroko, linIne zaś
niewystaI'czająco
doklacln.ie scharakteryzowaIIle; m. in. Perch-Nielsen (1979) jest zdaln.ia, że dotyoh­
CzaJsowa charaJkterystylka taksonomiczna formy Eiffellithus tUTTiseiffeli jest zbyt
ogólna i że l!1a podstawtie studiów nad idealnie zachowanymi okazami moma
w qparciu o ten takson wyróilndć przy !pOIl1ocy milkIroskopu elektrOlllwego
lO
kdllk a
nowych gatUJI1k6w.
-
Przedstawione wyżej V{Yniki badań materiału pienińskiego wskazują
'
jednak, że nawet skrajnie źle zachowane asocjacje kokkolitów, badane
w mikroskopie świetlnym, mogą zostać wykorzystane do korelacji stra­
tygraficznej. Wnioski oparte o analizę tego rodzaj u materiału nie odbie­
gają w sposób istotny od wyników uzyskanych na podstawie badań in­
nych grup skamieniałości.
WNIOSKI STRATYGRAFICZNE
W świetle przedstawionych wyników okazało się, że z uwagi na bar':'
dzo zły stan zachowania, nannoflora wapienna ma dość ogrąniczone zna-
1 20
KRZYSZTOF BIRKENMAJER. JOZEF" DUDZIAK
czenie dla możliwości bliższego określenia wieku utworów granicznych
kredy dolnej i górnej płaszczowin pienińskiej i braniskiej pienińskiego
pasa skałkowego.
(1) W odniesieniu do formacji z Kapuśnicy, w ogniwie młodszym rudińskim płaszczowiny pienińskiej znajduj emy zespoły (por. próbka'
8/84), które odpowiadają poziomowi Lithraphidites alatus. Poziom ten
według Thiersteina (1 974) obejmuje niższy cenoman, według Verbeeka
(1 976) cenoman wczesny i środkowy, zaś według Bukry'ego ( 1 974) cały cenoinan. Forma Lithraphidites alatus Thierstein pojawia się na
granicy albu i cenomanu. Można stąd wyciągnąć wniosek, że granica
między formacją z Kapuśnicy (ogniwem rudińskim) a formacją z Jawo­
rek (ogniwem margli z Brynczkowej : poziomy otwornicowe górnego albu
i cenomanu dolno-środkowego) przebiega skośnie: ogniwa te zdają się
częściowo zastępować wzajemnie na granicy a u górnego i cenomanu
dolnego, prawdopodobnie wzdłuż osi basenu.
(2) Ogniwo brodniańskie formacji z Kapuśnicy dostarczyło diagnos­
tycznych kokkolitów (próbka 1 3/84) wskazujących na przedział wiekowy:
górny apt - granica albu i cenomanu.
(3) Górne ogniwo formacj i wapienia pienińskiego na samym kontak­
cie z formacją z Kapuśnicy, dostarczyło skąpych zespołów kokkolitowych,
z których największe znaczenie stratygraficzne mają następujące formy
o znanych zasięgach stratygraficznych:
Cyclagelosphaera margereli Noel: występuje w poziomach Chiasto­
zygus litterarius (wczesny apt) i Parhabdolithus angustus (późny apt) - Roth & Thierstein (1 972);
Lithastrinus flora lis Stradner: pojawia się po raz pierwszy w późnym
apcie - Thierstein (1 976);
Flabellites biforaminis Thierstein: pojawia się po raz pierwszy w póź­
nym apcie - Thierstein ( 1 973).
Biorąc pod uwagę pierwszą z tych " form o znanym całkowitym za­
sięgu stratygraficznym (apt niższy - apt wyższy), jak i dwie formy
pozostałe, możemy wyciągnąć wniosek; że g ó r n a g r a n i c a formacji
wapienia pienińskiego znajduje się w g ó r ny m a p c i e. Przyjmując
taki wniosek musimy zarazem zaznaczyć, że dwie pozostałe formy, tj.
Amphizygus brooksi ssp. nanus Bukry (znany w rejonie Zatoki Meksy­
kańskiej od późnego albu - Hill, 1 976) i Broinsonia stenostaurion Hill
(znana od środkowej części środkowego albtł w tym samym rejonie Hill, 1 976) nie będą przez nas traktowane jako świadczące o środkowo­
czy górnoalbskim wieku stropowej części wapienia pienińskiego (co po­
zostaj e w sprzeczności z wiekiem nadległych formacji z Kapuśnicy i z Ja­
worek), lecz jako świadectwa pojawiania się tych taksonów w pienińs­
kim pasie skałkowym już w apcie.
}h
LI TERATURA - REFERENCES
ALEXANDROWICZ. S. W., K. BIRKENMAJER, E. SCHEIBNER & v. SCHEIBNE­
ROVA, 1 968. Oompal"lisOIll lof Cretaceous stratigrap h y lin the Pieniny Klippen
Belt (Carpathians). I. Geosynclinal furrow. Bull. Aead. Pol. Sei., geol ., geogr.,
16 (2) : 77� Varsovie.
BIRKENMAJER, K., 1 977. Jurasslic and Oretaceous lith.ostra1ligrapmc unita ot the
P:ien,iny Klippen Belt, CaI1pathians, Poland. Stud. Geol. Pol., 45: 1-159. WaIr­
szawa.
121
WIEK UTWOROW GRANICZNYCH KREDY DOLNEJ I GORNEJ
BIRKENMAJER K., 1 98�. In: Carpatho-Balkan Geological Associaltlion, XIII Con­
gress (Kxaików, 1 985). Gu.ide to Excursion 2: Mam geotraverse of the Polish
Cupathians (Kraików - Zalkapane) (K. Birkenmajer, ed.). Inst. Geol. WaxSiLawa.
...
BIRKENMAJER, K., 1987. The TraWIlle Mem'ber (Upper Albian - Ulppeil' Ceno­
manian - a flysch deve10pment in the BrćllIlo
lisk
Nappe, Pieruny Klippen
Bełt, Carpathiians. Stu.d. GeoL. Poz., 92 : 29-40. Warszawa.
BIRK.ENMAJER, K. & J. DUDZIAK, 1 987. Wiek fOll'Illa cji. wronińsltiej (alb) jed­
nostki Grajcarka w pieIllińisk:im pasie skałkowym na podstawie naIIIlIlOp ank­
tonu wa,piennego (Age of the Wr,OIlIine Fonnat1on, Albian, of the Grajcarek
Urut in the Pien:iJny Kliippen Belt, Car:pathians, based on calcaa:eO'llS IliaIlIlO­
plankton). Stud. Geoz. PoL, 92 : 87-106. Warszawa.
BIRKENMAJER, K. & A. JEDNOROWSKA, 1 984. Stratygrafia górnej kredy plasz­
czowtiJny pien.ińslkiej okol'ic S romowiec NiŻinych w Pien,inach (Upper Creta­
ceous stratigraphy iII1 the P.ieruny Nappe at Sromowce Niżne, Pieniny IG:iJppen
Belt, Oarpathians, Poland). Stu..d . Geol. Pol.,. 83: 25-50. Wa«'szawa.
BIRKENMAJER, K. & A. JEDNOROWSKA, 1987. Late Cretaoeous foramiiIlifexal
bios1lratigraphy of the Pierony Kldppen Belt (Carpathians, Poland). St1J.d.
GeoL PoL, 92: 7-28. WaJl'szawa.
BLACK, M., 1972. British Lawer Cre taceolll9 cooooliths. I. Gault clay. Palaeontogr.
Soc. (Monogr.). Pt 1 : 1-48. LondOln.
BLACK, M., 1 973. Ibidem, Part. 2 : 49-112.
BLACK, M., 1975. Ibidem, Part 3: 1 1 3--142.
BUKRY, D., 1 974. Cretaceous and Paleocene ·OQccoliith stratigraph.y, Deep Sea Dril­
!ing Pooject, Leg 26. In Davies, T. A. et al. Init. Repts , DSDP, 26: 669-673.
WasłtiJngton. D.C.
DUDZIAK, J., 1983. Stratygrafia fliszu podhałańSkiego (paleogen) na podstawie
J1aiIlIlli()planktonu wapieIllIlego. I : formacja zalkopiańsika dol.:iJn Białego Dunajca
i Białki (Stratigraphy of tlhe PodhaJ.e Flysch, Pala.eogene, Central Carpathia.nls\
based on calCa«'eous nannoplaIllkton. I : The Zaaropane Formation oif the Biały
Dunajec aIIld Białka RWer valIeys). Stud. Geol. Pol., 7 7 : 55-81.
GOLONKA, J. & W. SIKORA, 1 981 . Mikrofacje ścienionych ISedymentacyjnie utwo­
rów jury i kredy crolnej pierońskiego pasa skałkowego w Polsee (Microfaca.es
of the J urassic and Lower Creta<:eous sedimentaruy thlinned depos:its of the
P:ieniny Klippen Belt :iJn Poland). Biul. Inst. Geol., 331 : 7-37. Warszawa.
GRUN, W., G. K�TTLER, G. LAUER, A. PAPP, W. SCHNABEL & O. CORNA,
1 972. Stucliien in der Unterkreide des W:ienerwałdes. Jb. Geol. B.-A., 1 1 5 :
103-186. Wien.
HILL, M. E., 1976. Lo<wer Cretaceous <:aIlcareous naIllIlofossiłs frarrl. T exas and
Oklahoma. Palaeontogr. B, 156 (4-6): 103--179. Stuttgart.
OBERMAJER, M., 1986. In: Przew. 57 Zjazdu Pol. Tow. Geol. Pieniński pas skal­
kowy, 1 8-20.IX.1 986 (red. K. Birkenmajer i D. Poprawa). Kraków.
OBERMAJER, M., 1987. Wstępna analiza miikropaJ,eontdlogiczna formacji wapienia
pieni�ego (tytan - banem) w polskiej części pieIllińskiego pasa skałko­
wego (P�,el:im inll['y mlioropalaeontolog!ica!l study of the Pienmy Ldmestone For ­
mation, 'I1ithoniam. - BarremialIl, in 1:Ihe PieniJny Klippen Belt, CaT,paJthiJa:ns,
POla.Jnd) . Stud. Geol. Pol., 92 : 41-54. Wa«'Smwa.
PERCH-NIELSEN, K., 1979. Calcareous naru1loflOOsils from the Cretaceous between
the North Sea and the Mediterranean. In: Aspekte der Kreide Europas. IUGS
Ser. A 6: 223--272. Stuttgart.
ROTH, P. H., 1972. Oalcareous nannollossiJs - Leg 17, DSDP. In: E. L. Wintera­
et al., Init. Repts DSDP, 1 7 : 695-741 . Washington, D. C.
ROTH, P. H. & H. THIERSTEIN, 1 972. Cakareous nannoplanikton: Leg 14 of the
DSDP. In: D. E. Hayes et al., Init. Repts DSDP, 14: 421-485. Washington,
D. C.
SISSINGH, W., 1977. Biostratigraphy of Cretaoeous oalcareous naamO!Płankton. Geol.
Mi;nb., 56: 37--65. Den Haag.
SMITH, Ch . C., 1981. CalCa«'eolll9 nalllIlplankton
lO
and stratigraphy of late TuronJian.
CoIlIiacian and eaJrly SantoniJacrl age of the Eagle Ford and Ausm Groups
ol T exas . Geol. Surv. Prof. Pap., 1075: 1-98. Washington, D. C.
oJ-
.
TAYLOR, R. J., 1982. Lawer Oretaceous (Ryazanian to Albian) calcareous nanno­
fossils. In: A.R. Lord (ed.) - A stratigraphical index of calcareous nanno­
fossils. Br it . Micropal. Soc., 40-80. London.
1 22
KRZYSZTOF BIRKENMAJER, JOZEF DUDZIAK
THIERSTEIN, H. R., 1 973. Lower Cretaceous nan:nopI8IIlkton biostramgraphy. Abh.
Geol. B.-A., 29: l-52. Wien.
.
THIERSTEIN, H. R., 1974. Cretace<nliS' naIl\l1oplaallkton - Leg 26, DSDP. In: T. A.
Davies et al., Init. Repts DSDP, 26: 619-669. Washington.
THIERSTEIN, H. R., 1976. Mesowic calcareous ruumoplam:kton biostratigraphy of
marine sediments. Mar. Micropal., l (4) : 325-362. Amsterdam.
VERBEE K, J. W., 1 976. Upper Cretaceous calcareous naamaplaaJlkton m-om Ballon
and TheJ.igny, ill1 type mea od' the Cenom.a:nian (SaJr the, F!I'aJIlce). Proc . Kon.
Ned. Akad. Wetensch., B, 79: 69-82. Den Haag.
WORSLEY, T. W., 1 97 1 . Calcareous na1ll1ofossil zonamon of Upp er Jurai55lic and
Lower Cretaceous secliments from the Western AtIantic. Proc. II Plankt.
Conf. Rom a (1970), 2: 1301-1321. Ed. Tecnoscienza. Roma.
Krzysztof Birkenmajer and Józef Dudziak
AGE OF LOWER-UPPER CRETACEOUS TRANSITION BEDS IN THE
BRANISKO AN D PIENINY NAPPES, PIENINY KLIPPEN BELT
(CARPATHIANS), BASED ON CALCAREOUS NANNOPLANKTON
S umm ar y
A calcareous na.nooplankton study was performed to eluoidate age of the Lo­
wer-Upper Cretaoeeous pelagie ł.ransition beds in the Bieniny and Braclslko nappes,
Pie1l!iiny Klippen Belt (Carpathians) - Figs 1, 2. The folloWling lithOlsJtratigraphic units
(sensu BLrkenmajer, 1977) were taken IiIIlto aocoum: the Pien.iJny Lim estone Fotr­
mation (Tithonian - Ban-emiaJll), the Kapuśn:ica Formaticm (Aptian - Albian), and
the basa! pairt of the Jaworki Formation (Albian - Upper Oretaceous).
The calCCll'OOUS nannqplank'tOln assemblages were poor, highly re�tallized
and cIamaged as a res u1t of diagene1li.c changes and fol ding of the sediments, pro ­
bably also ooe to sei1.ective d:issolution of :finer and more delicate coccołith struc­
tures dur:Lng ISIedimentatiJOn cLose to the CCD boundary and to eady diagenetic
pr ocesses in the sediment ,(silli.cifica1li.OIIl, pya-itization). S ome features of the cocco­
liths may also indicate unfavourable li'Vlilng conditions far calcareous nannopla.nk ­
ton dur.ing at least pa!!'t of the latest Early Creta.ceous times. $' a resu1t of these
processes and factors, aIl coccolith assemblages investigated were strOlIlgly enri·ched
in Watznaueria barnesae (Black) Perch-Nielsen, itself of litUe stratigr�hic value
(O xfordiaJIl - Maas1lrichtian: Smith, 1981).
Thin błack sohale intercalations from the top pairt of the P.ieniny-Limestone
Formation (Figs 3, 4) yielded besides Watznaueria barnesae (Bla ck) Perch-Nielsen,
W. communis Reinhmdt and W. britannica (Stradner) Reinhardt, also som e cocco­
liths of shorter age-ranges (Tab. 1 : Sampłes 1-3, 6, 7): Cyclagelosphaera mar­
g'ereli NoeI (occul'ring rram the Eall'l y Aptian Chiastozygus literarius Zone
through the Late Aptian Parhabdolithus angustus Zone: Roth & Thierste,in,
1 97 2) ,
Lithastrinus floralis Stracmer and Flabellites
biforaminis Thierstein,
both aJI>pearing for the filrst time in Late Ap tian (Thierstein, 1973, 1 976) . These
thl'ee cocooHth iSlPecies could ther,e :Eore indtcate that the uppermost part of the
Pieniny LLm es tone Forrnation already belon,gs to the Aptian, th e up per bound ary
of the formatLon falling wlithin the Upper Aptian.
It s ho uld be mentioned that besides the above forms, the coccoHth assemblage
from the top part ,of thie P ieniny Limestone Formation yielded also two forms
whose first appearance has so far been reported from the Albian :- Amphizygus
brooksi ssp. nanus Bukry .(since Late Albian: Hill, 1976), and Broinsonia stenostau­
rion Hill, probabIe occurrence (since m.iddle part of Mi ddl e Albian - Hill, 1976) Tab. 1, Sample 3 (top part of the formation) . In o ur ·opinion, these two fonns could
appeal' in the Pieniny KlJippen Belt earlier than el5ewhere (Albian in the area of
the G ul f of Mexico, Hill, 1 976), as suggested both by 1:he above Aptlan assemblage
and · by the l'esults of foraminiferal and coccollth stu dy ol Łhe overly1ng forma­
tions (Kapuśruica and Jaworki formations).
WIEK UTWOROW
GRANICZNYCH KREDY DOLNEJ
[
GORNEJ
123
Tł� K.aipuśmca F()['IJlaIIIion (Figs 3 , 4 ) yielded in its lower part (Brodno Mem­
ber: Tab. 1, Samples 4, 12, 13) a poor assembLage of coccol:ithls with Watz1l4ueria
barnesae (Black) Perch-Nd.elsen, W. britannica (Stradner) ReilIlhardt, W. communis
Reinhardt, Lithastrinus floralis Stradner, CrucieUipsis chiasta (W()['Sley) ThiersteilIl,
Tetralithus pyramidus Gardet and Vagalapilla matalosa (Sto'ver) Thierstein. The
age-<range of this assemb1ge fa1ls between the Late �ian and the Ałbi.aJn-Ceno­
man:ian boundaxy.
The upper part of the K.aipuśnlica FormatiJon (Rudina Member: Tab. 1, Samples
S-10) yielded besides Watz1I4ueria barnesae, W. britannica and W. communis, also
Parhabdolithus emberger i (Noel) Stradner, Cydagelosphaera deflandrei (Manivit)
Roth, EifjeHithus turriseiffeli (Deflallldre) ReiIIlhaIrdt, Flabellites biforaminis Thier­
stein and Lithraphidites alatus Thierstein. The latter for m 8iPpean far the fixst
time about the Albian-Cenomania!I1. boundaTy (Roth, 1973; Thierstedn., 1 974, 1976;
Buklry, 1 974) and is zona1 iIIldex for the Lithlraphidites alatus Zone in the Early
CenolTl.alIl.1an sensu Thierstein (1974).
The fora.nfllIliferał assemblage of the Rudi!I1a Member represent the Late Al­
bian Rotalipora subticinensis - R. ticinensis Zo ne (Alexandrowicz et aL, 1 968; Bir.
kenmajer, 1987; BiIlkerunajer & Jednorowska, 1 987).
In the suoceeding Brynczkowa Marl Member (basail ,part of the Jaworki For­
ma1ii on) , II'kh plamktic foramLniferal assemblages :indkate the Late Albian Rotali­
pora subticinensis - R. ticinensis Zone aIIld the R. apenninica ZOIle, moreover the
Early Cenornanian R. brotzeni ZOIle aIlld the Early-Middle Cenomaruan R. reicheli
Zone (Bi1'lkenmajer & Jedru:lrOWSlka, 1 987). The oocoo1Ji.th assemblage obta.ilned from
the lower part of the member (Tab. 1 : Sampies 5, 1 1 ) is here IPOOII' and poorly
preserved. It contailns, besides Watznaueria barnesae and W. communis, ailIsIo Litha­
strinus floralis Stradner, CrucieHipsis chiasta (Worsley) Thierstein, Cyclagelosphaera
deflandrei {MaJI1ivit) Roth aIIld Flabellites biforaminis Thierstein. In the lack of
Watznaueria britannica, this assemblage indioa1:es a Cenomanian age of the m­
vestigaŁed sampies.
Institute of Geological Sciences
Polish Academy of Sciences
Carpathian Tectonics Laboratory,
Senacka 3, 31-002 Kraków (Poland)
OBJASNIENIA DO TABLIC
EXPLANATIONS OF PLATES
T a b l i c a (Pla-te) I
1-1 1
12
13
14
15
16-18
-
Watznaueria barnesae (Black) Perch-Nielsen
Watznaueria communis Reinh8lrdt
Watznaueria britannica (Str,adner) Reinhardt
Watznaueria sp.
Stephanolithion sp.
Lithastrinus floralis Stradner
1-18 - nikloJe skrzyżow8II1e (ni:cols orossed) X 2000
-
T a b l i c a (Plate) II
1-4
5-6
7
8-9
- Vagalapilla matalosa (Stover) ThiersteilIl
- CTuciellipsis chiasta (WOII'Sley) Thierstein
- ? Broinsonia stenostaurion Hill
- Flabellites biforamint8 Thierstein
io
- Amphizygus brooksi ssp. nanus Bukry
11
- Lithraphidites alatus Thierstedn
- Lucianorhabdus sp.
12
13
- ? Eiffellithus turTiseiffeli (Def1aJI1dire) Reinhardt
14
- Micrantholith'US hoschulzi (Reinhardt) Thderstein
15
- Tetralithus pyramidus Gardet
16, 18 - Cyclagelosphaera deflandrei (MaII1!ivit) Roth
17
- Cyclagelosphaera margereli Noe!
1-18
-
nikole skrzyżowane (ndcols C!fIOSsed),
X 2000
-..... . -,__.___,r"'"'ll:'JO'_
STUD I A
GEOLOGICA
POLON I C A ,
VOL.
XCII,
1987
R.
TABLICA (PLATE) I
K. BI RKENMAJER, J. D U D Z I AK - Wiek utworów graniczny ch kredy dolnej i gór­
nej płas zczowin brani s k i e j i p i e nińsk iej (pienińsk i pas skałkowy) na pods tawie
nannop l a nktonu w a p i ennego
STUDIA GEOLOGICA POLONICA, VOL. XCII, 1987 R.
TABLICA (PLATE) I I
K . BIRKENMAJER, J . DUDZIAK - W i ek utworów granicznych kredy dolnej i gór­
nej płaszczowin braniskiej i p i e n ińskiej (pieniński pas skałkowy) na podstawie
n a nnoplanktonu wapiennego

Podobne dokumenty