AUTOREFERAT 1. Imię i Nazwisko: Danuta Olszewska-Nejbert 2. Posiadane dyplomy, stopnie naukowe/ artystyczne: 1987 r. - dyplom magistra geologii na Wydziale Geologii Uniwersytetu Warszawskiego, specjalność geologia stratygraficzno-poszukiwawcza; tytuł pracy dyplomowej: Wykształcenie facjalne i sedymentacja kredy piszącej Mielnika nad Bugiem - opiekun pracy: prof. dr hab. Andrzej Radwański. 1996 r. - stopień doktora nauk o Ziemi w zakresie paleontologii na Wydziale Geologii Uniwersytetu Warszawskiego; tytuł pracy doktorskiej: Jeżowce nieregularne turonu i koniaku Mangyszłaku (zachodni Kazachstan) i kredy opolskiej, promotor - prof. dr hab. Ryszard Marcinowski, recenzenci: prof. dr hab. Wacław Bałuk i doc. dr hab. Teresa Maryańska. 3. Informacje o dotychczasowym zatrudnieniu w jednostkach naukowych: 1987 1988 Uniwersytet Warszawski, Wydział Geologii asystent stażysta 1988 1996 Uniwersytet Warszawski, Wydział Geologii asystent 1992 1994 Społeczne Liceum Ogólnokształcące, Milanówek nauczyciel geografii 1996 2012 Uniwersytet Warszawski, Wydział Geologii adiunkt, w tym dwa urlopy macierzyńskie i wychowawcze, w latach 1997-1998 i 2003-2006 Od 01.10.2012 Uniwersytet Warszawski, Wydział Geologii starszy wykładowca Od 01.09.2012 Zastępca Dyrektora Instytutu Geologii Podstawowej Wydziału Geologii Uniwersytetu Warszawskiego 4. Wskazanie osiągnięcia* wynikającego z art. 16 ust. 2 ustawy z dnia 14 marca 2003 r. o stopniach naukowych i tytule naukowym oraz o stopniach i tytule w zakresie sztuki (Dz. U. nr 65, poz. 595 ze zm.): a) tytuł osiągnięcia naukowego: Rekonstrukcja procesów formujących powierzchnie nieciągłości i nagromadzenia skamieniałości w epikontynentalnych utworach górnokredowych 1
b) (autor/autorzy, tytuł/tytuły publikacji, rok wydania, nazwa wydawnictwa): Publikacje składające się na osiągnięcie naukowe: 1. Olszewska-Nejbert D. 2004 Development of the Turonian/Coniacian hardground boundary in the Cracow Swell area (Wielkanoc quarry, Southern Poland). Geological Quarterly, 48, 159-168. IF pięcioletni = 0,886 (wyliczony w 2010 r.). Wkład habilitantki 100%. 2. Olszewska-Nejbert D. 2005 Development of the Turonian Conulus Lagerstätte in the Wielkanoc Quarry, Miechów Upland (South Poland). Annales Societatis Geologorum Poloniae, 75, 199-210. IF za 2010 rok = 0,184. Wkład habilitantki 100%. 3. Olszewska-Nejbert D. & Świerczewska-Gładysz E. 2009 The phosphatized sponges from the Santonian (Upper Cretaceous) of the Wielkanoc Quarry (southern Poland) as a tool in stratigraphical and environmental studies. Acta Geologica Polonica, 59 (4), 483-504. IF = 0,540 (za rok 2009), IF pięcioletni = 1,007 (wyliczony w roku 2009). Wkład habilitantki 60% - autor korespondencyjny, projekt prac terenowych i zebranie materiału, koncepcja pracy, opracowanie i interpretacja wyników, przygotowanie znaczącej części manuskryptu. 4. Olszewska-Nejbert D. & Świerczewska-Gładysz E. 2011 Campanian (Late Cretaceous) hexactinellid sponges from the white chalk of Mielnik (Eastern Poland). Acta Geologica Polonica, 61 (4), 383 417. IF = 0,565 (za rok 2011), IF pięcioletni = 0,776 (wyliczony w roku 2011). Wkład habilitantki 50% - autor korespondencyjny, współudział w zebraniu materiału w terenie, współautor koncepcji pracy, opracowanie i interpretacja wyników geologiczno-petrograficznych, korespondencja z muzeami geologicznymi i paleontologicznymi w Bonn, Getyndze, Oksfordzie, Londynie i Lille, w celu ustalenia okazów typowych, współudział w przygotowaniu manuskryptu. 5. Olszewska-Nejbert D. & Świerczewska-Gładysz E. 2012 Redescription of Cenomanian hexactinellid sponges from Podillia (south-west Ukraine) and designation of neotypes. Palaeontology, 55 (6), 1265 1278. IF = 1,570 (za rok 2011), IF pięcioletni = 1,758 (wyliczony w roku 2011). Wkład habilitantki 50% - autor korespondencyjny, projekt prac terenowych, rozpoznanie geologiczne i zebranie materiału, opracowanie wyników geologicznych, współudział w opracowaniu paleontologicznym i w przygotowaniu manuskryptu. 6. Olszewska-Nejbert D. & Świerczewska-Gładysz E. 2013 Facies and sedimentation of Coniacian deposits of the Kraków Swell in the Wielkanoc area (southern Poland). 2
Geological Quarterly, 57 (1), 1-16. IF = 0,844 (za rok 2011), IF pięcioletni = 0,836 (wyliczony w roku 2011). Wkład habilitantki 60% - autor korespondencyjny, wykonanie prac terenowych i zebranie materiału, koncepcja pracy, opracowanie i interpretacja wyników geologiczno-paleontologicznych, znaczący współudział w przygotowaniu manuskryptu. IF podany wg danych z bazy Web of Sciences uwzględniającej stan do 2011 roku, dane dotyczące IF za rok 2012 nie pojawiły się jeszcze w bazie, dane z dnia 21.01.2013 r. * Oświadczenie współautorki określające indywidualny wkład w powstanie poszczególnych prac znajduje się w Załączniku 5. c) omówienie celu naukowego/artystycznego ww. pracy/prac i osiągniętych wyników wraz z omówieniem ich ewentualnego wykorzystania. Cel naukowy prowadzonych badań Z końcem wczesnej kredy, w albie, rozpoczęła się na większości obszaru środkowej Europy, w tym również na terenie Polski, wielka transgresja morska (np. Marcinowski 1974, Marcinowski & Radwański 1983, Hancock 1990). Paleogeograficzny obraz obszaru zajmowanego przez obecną Europę w późnej kredzie był dosyć stabilny. Rozległe morza epikontynentalne rozciągały się od Irlandii, aż po Ural i od południa graniczyły z oceanem Tetydy. W późnej kredzie na obszarze pozakarpackiej Polski i Ukrainy dominowała stosunkowo monotonna sedymentacja węglanowa (np. Pasternak et al. 1987; Walaszczyk 1992, 2004; Świdrowska et al. 2008, Leszczyński 2012). W wielu profilach górnokredowych utworów epikontynentalnych występują powierzchnie omisyjne, powierzchnie erozyjne, twarde dna itp., wskazujące na zahamowanie sedymentacji, brak depozycji i/lub erozję osadów (np. Kennedy i Garisson 1975 a, b; Gruszczyński et al. 2002, Niebuhr et al. 2011, Richardt & Wilmsen 2012). Wszelkie powierzchnie nieciągłości lub utwory wskazujące na spowolnienie, zahamowanie sedymentacji lub erozję osadów, wiążą się z utratą informacji o procesach zachodzących w interwale czasu pomiędzy osadzaniem się utworów, których zapis geologiczny jest czytelny i stosunkowo pełny. Obecność tych powierzchni świadczy o działaniu czynników, które zakłócały monotonną sedymentację w pozornie stabilnym epikontynentalnym zbiorniku. 3
Podstawowym zagadnieniem badawczym realizowanym przeze mnie jest rekonstrukcja procesów związanych z powstawaniem kredowych powierzchni nieciągłości i nagromadzeń skamieniałości, głównie sfosfatyzowanych, na podstawie zapisu mikrofacjalnego, petrograficznego i tafonomicznego. Badania nad kredowymi powierzchniami nieciągłości prowadzę od wielu lat na terenie Polski, a od 2009 roku także na terenie Ukrainy w rejonie Niezwiska (Niezwisko, Rakowiec, Petriw) i Horodenki na Podolu Pokuckim w obwodzie iwanofrankiwskim. Obecne rejony Niezwiska i Horodenki na Ukrainie oraz Wielkanocy na Wyżynie Miechowskiej, w późnej kredzie znajdowały się blisko południowego skraju epikontynentalnego zbiornika, w bliskim sąsiedztwie oceanu Tetydy. Rejony Mielnika w Podlaskim Przełomie Bugu i Nasiłowa w dolinie środkowej Wisły, położone były w centralnej części epikontynentalnego zbiornika (Ryc. 1). Ryc. 1. Zgeneralizowana paleogeografia środkowej i wschodniej Europy w późnej kredzie (na podstawie: Olszewska-Nejbert 2007 z literaturą) z lokalizacją badanych profili w morzach epikontynentalnych, profile reprezentują utwory różnowiekowe, pochodzące z górnej kredy i danu* (* w przypadku części utworów profilu Nasiłowa) Badane profile obejmują utwory różnego wieku: cenoman (rejon Niezwiska), turonsanton (Wielkanoc), kampan-mastrycht (Mielnik), mastrycht-dan (Nasiłów). Pomimo lokalizacji w obrębie stabilnego epikontynentalnego zbiornika, w profilach tych stwierdzono obecność powierzchni nieciągłości i charakterystyczne horyzonty nagromadzonych 4
skamieniałości (Tabela 1). Profile w rejonie Niezwiska, Wielkanocy i Mielnika reprezentowane są wyłącznie przez utwory górnokredowe. Badany odcinek profilu w Nasiłowie to utwory górnokredowe i dańskie. Tworzenie się powierzchni nieciągłości w Nasiłowie rozpoczęło się w późnej kredzie, a zakończyło w danie (Machalski 1998 z literaturą) i związane było z jednym głównym cyklem sedymentacyjnym, dlatego też profil ten włączono w nurt problematyki badawczej. Badane powierzchnie nieciągłości z wyżej wymienionych regionów, charakteryzują się bardzo podobnymi cechami litologicznymi i strukturami sedymentacyjnymi. Celem naukowym mojej pracy była rekonstrukcja procesów prowadzących do powstawania powierzchni nieciągłości i wyjaśnienie genezy oraz mechanizmów powstawania nagromadzeń skamieniałości związanych z tymi powierzchniami nieciągłości. Do realizacji postawionego celu wykorzystałam metodę zintegrowanych badań sedymentologicznych, petrograficznych, mikrofacjalnych, tafonomicznych, paleontologicznych i paleoekologicznych. Jedną z cech badanych powierzchni nieciągłości jest obecność nagromadzonych skamieniałości, głównie sfosfatyzowanych gąbek i w jednym przypadku niesfosfatyzowanych jeżowców. Skamieniałości te zostały wykorzystane jako narzędzie do przeprowadzenia wymienionych wyżej zintegrowanych badań. Pełna integracja badań lub zastosowanie, co najmniej dwóch składowych wymienionej metody, pozwoliły na (i) rozpoznanie genezy nagromadzeń skamieniałości i (ii) rekonstrukcję procesów zachodzących podczas formowania powierzchni nieciągłości w badanych obszarach. Uzasadnienie wyboru profilu badań Utwory kredowe badanych obszarów są bardzo dobrze rozpoznane i opracowane stratygraficznie (np. Alexandrowicz 1954, 1969; Cieśliński & Trőger 1964; Pożaryski 1960a; Rutkowski 1965; Gaździcka 1981; Peryt 1980, 1981; Marcinowski & Radwański 1983; Olszewska 1990; Machalski & Walaszczyk 1987; Pasternak et al. 1987; Walaszczyk 1992 z literaturą, 2000; Machalski 1998 z literaturą, 2005); natomiast ich dokumentacja petrograficzna (np. Sujkowski 1931) i mikrofacjalna pojawia się stosunkowo rzadko. Jedynie utwory turonu w rejonie Krakowa (np. Alexandrowicz 1954, Walaszczyk 1992, Kołodziej et al. 2010) i w niewielkim stopniu utwory koniaku z Jury Polskiej (Walaszczyk 1992) zostały nieco lepiej rozpoznane mikrofacjalnie. Skały górnokredowe, makroskopowo, są 5
przeważnie reprezentowane przez wapienie pelitowe, wapienie drobnoorganodetrytyczne, wapienie margliste, margle, opoki, kredę piszącą i tworzą ciągłe profile o znacznych miąższościach (np. Pożaryski 1960a; Jaskowiak-Schoeneichowa & Krassowska 1988; Walaszczyk 1992; Leszczyński 1997, 2012). Jednakże w stosunkowo licznych miejscach monotonna sedymentacja utworów górnokredowych jest zaburzona poprzez obecność powierzchni nieciągłości (Pożaryski 1960a, b; Golonka & Rajchel 1972; Marcinowski & Szulczewski 1972; Walaszczyk 1992; Jasionowski 1995; Kudrewicz & Olszewska-Nejbert 1997; Machalski 1998; Krajewski et al. 2000). Wspomniane powierzchnie nieciągłości to przede wszystkim twarde dna i powierzchnie erozyjne. W wielu przypadkach powierzchniom nieciągłości towarzyszą nagromadzenia sfosfatyzowanych skamieniałości i sfosfatyzowanych intraklastów. Dużą część sfosfatyzowanych szczątków stanowią gąbki. Sfosfatyzowane organizmy mają w sobie stosunkowo duży potencjał paleoekologiczny, tafonomiczny, a w niektórych przypadkach także biostratygraficzny (Vodražka et al. 2009, Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009). W rejonie Niezwiska na Ukrainie, badane przeze mnie nagromadzenie sfosfatyzowanych skamieniałości, głównie gąbek, miało znaczenie złożowe i było przedmiotem eksploatacji w latach 20-tych XX wieku (Tokarski 1931). Opis wyników badań Wyniki badań sedymentologicznych (Tabela 1) Na Podolu Pokuckim, na Ukrainie w utworach górnego cenomanu występuje charakterystyczna warstwa z nagromadzeniami sfosfatyzowanych gąbek (Senkowsky et al. 1989, Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2012). W profilu kredy, w Wielkanocy występuje kilka różnych powierzchni nieciągłości związanych z interwałem turon-santon, w tym: warstwa z nagromadzonymi jeżowcami w utworach turonu (Olszewska-Nejbert 2005); twarde dno na granicy turon/koniak (Olszewska-Nejbert 2004); śródformacyjne słabo zaznaczone powierzchnie nieciągłości z rozwiniętymi fosforanowymi mikrostromatolitami w utworach koniaku (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013); nagromadzenie sfosfatyzowanych gąbek w spągu utworów santonu (Olszewska-Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2009). W utworach kampanu profilu Mielnika pojawiają się dwie powierzchnie nieciągłości. W dolnej części występuje charakterystyczna warstwa z krzemieniami, związana z powierzchnią omisyjną, a w wyższej części profilu na granicy kampan/mastrycht w obrębie 6
Postępowanie habilitacyjne dr Danuta Olszewska-Nejbert Załącznik 2 Tabela 1. Fragmenty wybranych profili litologiczno-stratygraficznych z epikontynentalnych utworów kredowych Polski i Ukrainy, ze wskazanymi rodzajami powierzchni nieciągłości i nagromadzeniami fauny wraz z krótką charakterystyką 7
Tabela 1 cd. kredy piszącej pojawia się twarde dno (Pożaryski 1960b, Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2011). W spągu utworów mastrychtu (w ujęciu borealnym spąg utworów mastrychtu wyznacza pojawienie się belemnita Belemnella lanceolata) występuje nagromadzenie czarnych klastów fosforanowych, w tym sfosfatyzowanych gąbek (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2011). W profilu Nasiłowa na granicy mastrychtu i danu występuje spektakularna powierzchnia nieciągłości, dawniej opisywana jako twarde dno. Geneza wspomnianej powierzchni została zakwestionowana 8
i zinterpretowana jako brekcja powstała na skutek intensywnej działalności organizmów ryjących (bioturbacji) (Machalski 1998 z literaturą). Nad tą powierzchnią pojawia się nagromadzenie sfosfatyzowanej i niesfosfatyzowanej fauny (Machalski & Walaszczyk 1987), w tym licznych, sfosfatyzowanych gąbek (Świerczewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert 2006). Wyniki badań petrograficznych, mikrofacjalnych i tafonomicznych W utworach kredowych facji epikontynentalnych i alpejskich wyjątkowo często spotykane są horyzonty fosforytowe (np. Kennedy & Garrison 1975a, b; Krajewski 1981,1984; Föllmi 1990, 1996; Jarvis et al. 1994; Trappe 1998; Jarvis 2006). Na ogół są to cienkie horyzonty, nie przekraczające kilkunastu-kilkudziesięciu centymetrów, które w wielu przypadkach są znacznie skondensowane stratygraficznie (Walaszczyk 1987; Föllmi 1990). Horyzonty te zwykle nie są ciągłe. Przeważnie występują w nich mniej lub bardziej rozproszone sfosfatyzowane skamieniałości i fosforanowe klasty/intraklasty. Szczegółowym badaniom tafonomicznym, petrograficznym i mikrofacjalnym poddano sfosfatyzowane gąbki i niesfosfatyzowane jeżowce z nagromadzeń skamieniałości. Zbadano również relację wypełnień skamieniałości do skał otaczających (Tabela 2, Ryc. 2). Badania mikrofacjalne w wielu przypadkach pokazały, że osad wypełniający gąbki (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009, 2011; Świerczewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert 2006), czy jeżowce (Olszewska-Nejbert 2005) różni się od osadu, w którym skamieniałości te zostały ostatecznie pogrzebane (Ryc. 2). Analiza mikrofacjalna wykazała, że we wszystkich badanych odsłonięciach do nagromadzenia skamieniałości i intraklastów doszło w wyniku wymywania nieskonsolidowanego osadu przez prądy denne. Przemyte, w licznych przypadkach wcześniej sfosfatyzowane skamieniałości, pozostały jako bruk rezydualny (ang. lag deposit). Rozpoznano następującą kolejność procesów: (i) wczesne pogrzebanie szczątków organicznych, spowolnienie i zahamowanie sedymentacji; (ii) fosfatyzacja szczątków organicznych w przypowierzchniowej strefie osadu; (iii) wymywanie niezlityfikowanego osadu, redepozycja części sfosfatyzowanych skamieniałości i sfosfatyzowanych klastów osadu. Takie następstwo wydarzeń jest nazwane cyklem Baturina (por. Baturin 1978). Rozpoznany sposób nagromadzenia fauny, powstający co najmniej w dwóch cyklach Baturina, jest dobrze czytelny w zapisie mikrofacjalnym i petrograficznym profilu Nasiłowa (Świerczewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert 2006). W profilu Wielkanocy 9
Tabela 2. Wypełnienia gąbek w relacji do skał w ich otoczeniu; *skały otaczające gąbki identyczne lub zbliżone mikrofacjalnie do osadu wypełniającego gąbki; **skały otaczające gąbki reprezentujące inną mikrofację niż osad wypełniający gąbki, opis czcionką pogrubioną Lokalizacja i stratygrafia Rejon Niezwiska (Niezwisko, Rakowiec, Petriw) zachodnia Ukraina spąg górnego cenomanu Sfosfatyzowane grupy tafonomiczne wyróżnione makroskopowo gąbki czarne w marglu ilastym gąbki czarne w wapieniu inoceramowym Charakterystyka tafonomiczna, petrograficzna i mikrofacjalna Budowa petrograficzna i mikrofacjalna Skała otaczająca wypełnień sfosfatyzowane gąbki przestrzeni gąbek (interspikularnej/ śródszkieletowej i spongocelu) fosforanowo-ilasty pakston kwarcowoglaukonitowy **węglanowy pakston inoceramowy lokalnie z domieszką kwarcu i glaukonitu Literatura w temacie osiągnięcia naukowego i literatura uzupełniająca *węglanowo-ilasty pakston kwarcowoglaukonitowoinoceramowy Olszewska- Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2012 Olszewska- Nejbert & Świerczewska- Gładysz w recenzjach Wielkanoc Wyżyna Miechowska koniak gąbki białe gąbki beżowe fosforanowowęglanowy wakston otwornicowy z domieszką detrytusu inoceramowego i?kalcisfer fosforanowy wakston otwornicowy z domieszką detrytusu inoceramowego i?kalcisfer *węglanowy wakston otwornicowy z domieszką detrytusu inoceramowego i?kalcisfer, w tle skały dominują kokolity z domieszką minerałów ilastych (na podstawie obrazów SEM) Olszewska- Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2013 spąg santonu gąbki białe fosforanowowęglanowy wakston otwornicowy z domieszką detrytusu inoceramowego i?kalcisfer **węglanowo-ilasty pakston inoceramowy ze znaczną domieszką glaukonitu Olszewska- Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2009 gąbki beżowe gąbki ciemne fosforanowy wakston otwornicowy z domieszką detrytusu inoceramowego i?kalcisfer 10
Mielnik Podlaski Przełom Bugu górny kampan strefa twardego dna gąbki beżowe, występują tylko w twardym dnie, nie pojawiają się w nagromadzeniu nad twardym dnem fosforanowy wakston otwornicowy *węglanowy/węglanowofosforanowy wakston otwornicowy, w tle skały dominują kokolity (na podstawie obrazów SEM) Olszewska- Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2011 dolny mastrycht (w sensie borealnym, spąg mastrychtu definiuje pojawienie się belemnita Belemnella lanceolata) gąbki czarne fosforanowy wakston z pustkami po skorupkach otwornic **węglanowy wakston otwornicowy ze znaczną domieszką glaukonitu, w tle skały dominują kokolity Nasiłów dolina środkowej Wisły dan, gąbki wieku kredowego gąbki jasnoszare/jasnobeżowe gąbki jasnoszare/jasnobeżowe z ciemną otoczką gąbki ciemnobrązowe lub czarne fosforanowy wakston z pustkami po igłach gąbek i/lub fosforanowy wakston glaukonitowy z pustkami po igłach gąbek (we wszystkich trzech makroskopowych grupach tafonomicznych) **słabo scementowany węglanowy piaskowiec kwarcowo-glaukonitowy Świerczewska- Gładysz & Olszewska- Nejbert 2006 wyróżniono trzy grupy tafonomiczne sfosfatyzowanych gąbek w jednym nagromadzeniu. Analiza paleoekologiczna pokazała, że gąbki te żyły w podobnym środowisku. Obrazy mikrofacjalne wypełnień gąbek zróżnicowanych tafonomicznie grup są podobne (Tabela 2). Tafonomiczne zróżnicowanie tych gąbek wskazuje na złożone procesy pośmiertne prowadzące do ich nagromadzenia w spągu utworów santonu profilu Wielkanocy (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009). W nagromadzeniu skamieniałości, w utworach cenomanu rejonu Niezwiska, sfosfatyzowane gąbki (ciemne lub czarne) reprezentują jedną grupę tafonomiczną (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2012). Nagromadzone czarne sfosfatyzowane gąbki i klasty w utworach dolnego mastrychtu w Mielniku stanowią także jedną grupę tafonomiczną (Olszewska-Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2011). Niesfosfatyzowane jeżowce Conulus subrotundus nagromadzone w obrębie jednej warstwy w utworach turonu Wielkanocy reprezentują makroskopowo i mikrofacjalnie także jedną grupę tafonomiczną (Olszewska-Nejbert 2005). Wszystkie wymienione wyżej nagromadzenia skamieniałości należą do nagromadzeń koncentracyjnych (sensu Seilacher 1970; Seilacher et al. 1985); natomiast aplikując genetyczną klasyfikację nagromadzeń kręgo- 11
Postępowanie habilitacyjne dr Danuta Olszewska-Nejbert Załącznik 2 Ryc. 2. Przykłady budowy petrograficznej i mikrofacji skał wypełniających przestrzenie interspikularne i spongocele gąbek, oraz skał podścielających i otaczających nagromadzenia sfosfatyzowanych gąbek z Wielkanocy (A-D) i rejonu Niezwiska (E-H); CFA frankolit, Gla glaukonit, Qtz kwarc 12
wców Rogersa & Kidwell (2007) do bezkręgowców, badane przeze mnie nagromadzenia gąbek i jeżowców należy uznać za nagromadzenia sedymentacyjne, gdzie czynnikiem kontrolującym powstawanie nagromadzenia była erozja i ekshumacja szczątków (wymywanie nieskonsolidowanego osadu i w niektórych przypadkach transport), prowadząca do powstawania?skondensowanego rezydualnego pokładu (bruku) skamieniałości (ang. residual lag concentration). Zasięg stratygraficzny tej kondensacji jest trudny do określenia, gdyż gąbki należą do grupy skamieniałości o niskim potencjale biostratygraficznym, a w badanych nagromadzeniach nie natrafiono na sfosfatyzowane skamieniałości przewodnie (amonity, belemnity, inoceramy) badanych interwałów czasowych. W przypadkach, gdzie nie ma zachowanych nagromadzeń sfosfatyzowanej fauny, obecne są sfosfatyzowane stromatolity lub mikrostromatolity, wieńczące powierzchnie nieciągłości (Krajewski et al. 2000; Olszewska-Nejbert 2004; Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013). Z badanymi powierzchniami nieciągłości związane są również luki stratygraficzne i wspomniane wyżej kondensacje o różnym zasięgu czasowym. Można je podzielić na trzy grupy. Epizody/luki/kondensacje o krótkim zasięgu czasowym powierzchnia nieciągłości i/lub nagromadzenie skamieniałości reprezentuje epizod relatywnie krótkotrwały w obrębie jednej doby: (i) nagromadzenie Conulus subrotundus w nierozdzielonej zonie Inoceramus lamarcki+i. perplexus (Wielkanoc), w tym przypadku ważną rolę odegrało nałożenie się procesów sedymentacyjno-erozyjnych ze zdarzeniami ekologicznymi (biozdarzenia jeżowcowe) (Ernst et al.1983, Olszewska-Nejbert 2005). (ii) mikrostromatolity fosforanowe i słaba fosfatyzacja gąbek zachowanych in situ w obrębie poziomu Cremnoceramus crassus crassus/c. deformis deformis (Wielkanoc) (Olszewska- Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013). Luki o dłuższym zasięgu czasowym powierzchnia nieciągłości i/lub nagromadzenie skamieniałości reprezentuje etap relatywnie długotrwały i złożony, obejmujący więcej niż jeden poziom biostratygraficzny lub nagromadzona fauna pochodzi z więcej niż jednego środowiska sedymentacji: (i) złożone twarde dno (ang. composite hardground) ze sfosfatyzowanymi stromatolitami na granicy turon/koniak brak utworów najwyższego turonu (po nierozdzielonej zonie Inoceramus lamarcki+i. perplexus) i najniższego koniaku (przed zoną Cremnoceramus crassus crassus/c. deformis deformis) (Wielkanoc) (Olszewska-Nejbert 2004); 13
(ii) nagromadzenie sfosfatyzowanych gąbek jako bruk rezydualny (ang. lag deposit) nad powierzchnią erozyjną w spągu utworów górnego santonu brak utworów z interwału po dolnym koniaku (po zonie Cremnoceramus crassus crassus/c. deformis deformis), a przed górnym santonem, natomiast skład taksonomiczny gąbek w nagromadzeniu jest podobny do składu taksonomicznego gąbek z poziomu Micraster coranguinum w Anglii (poziom w przybliżeniu odpowiadający interwałowi środkowy koniak środkowy santon); nagromadzenie gąbek w utworach górnego santonu w Wielkanocy reprezentuje sfosfatyzowane formy, jakie występowały po wczesnym koniaku, a przed późnym santonem (Wielkanoc) i są jedyną zachowaną pozostałością z tego interwału czasowego lub jego części (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009); (iii) nagromadzenie sfosfatyzowanych gąbek i innych sfosfatyzowanych skamieniałości oraz klastów nad twardym dnem, w spągu utworów mastrychtu w Mielniku - brak utworów najwyższego kampanu, skład taksonomiczny gąbek jest podobny do składu taksonomicznego gąbek z utworów górnego kampanu w profilu Wisły (Świerczewska- Gładysz 2006; Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2011); gąbki te i klasty reprezentują formy i utwory, jakie osadzały się w czasie trwania doby Belemnitella mucronata (wczesny górny kampan) lub bezpośrednio po niej, następnie zostały sfosylizowane przez fosfatyzację na etapie wczesnej diagenezy i złożone jako bruk rezydualny z początkiem doby Belemnella lanceolata (wczesny mastrycht); sfosfatyzowane czarne stożkowate formy są pozostałością po wypełnieniach alweol belemnitów z rodzaju Belemnitella (formy nie do oznaczenia do poziomu gatunku, po jakim pozostały); (iv) nagromadzenie sfosfatyzowanych gąbek oraz innych sfosfatyzowanych skamieniałości i klastów nad twardym dnem z licznymi norami w spągu utworów danu w Nasiłowie - brak utworów najwyższego mastrychtu, wszystkie gąbki są kredowe (mastrychckie), gąbki te reprezentują prefosylizowane (prefosylizacja selektywna fosylizacja skamieniałości lub części osadów) utwory jakie osadzały się w najwyższym mastrychcie, zarówno opoki, jak i opoki glaukonitowe (warstwy żyrzyńskie), które w badanym miejscu zostały zerodowane (Nasiłów) (Świerczewska-Gładysz 2006, Świerczewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert 2006). Epizody/luki o dyskusyjnym zasięgu czasowym dyskusyjny jest czas nagromadzenia sfosfatyzowanych gąbek w utworach górnego cenomanu rejonu Niezwiska, w południowozachodniej Ukrainie. Gąbki te stanowią ok. 95% sfosfatyzowanych elementów. Skład taksonomiczny jest zbliżony do składu taksonomicznego gąbek z utworów dolnego cenomanu w Anglii (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz w recenzjach). Gąbki te mogą 14
reprezentować prefosylizowane utwory związane z dolnym cenomanem i są redeponowane do utworów górnego cenomanu. Istnieje też inna możliwość, że pojawienie się takiego składu taksonomicznego gąbek na Ukrainie jest diachroniczne (w tym przypadku późniejsze) w stosunku do zespołu z Anglii. Nagromadzenie przejawia wszelkie cechy nagromadzenia jako bruku rezydualnego, z finalnym epizodem wzburzenia sztormowego powierzchniowej warstwy tego bruku przed ostatecznym pogrzebaniem w osadzie. Zdaniem autorki niniejszego autoreferatu, duża liczebność zespołu cenomańskiego gąbek w rejonie Niezwiska wynika z faktu, że procesy fosfatyzacji nałożyły się na rozległe cmentarzysko lub cmentarzyska heksaktinellidowych gąbek (tanatocenoza gąbkowa) płytko pogrzebanych w mule kwarcowopeletowo-inoceramowym. Gąbki te, za swojego życia, gęsto zasiedlały rozległe powierzchnie cenomańskiego dna morskiego ( łąki gąbkowe ). Takie łąki gąbkowe znane są ze współczesnych mórz szelfowych Antarktyki, wybrzeży Kolumbii Brytyjskiej (Hogg et al. 2010) i na głębokomorskich podniesieniach wokół Nowej Zelandii (Reiswig & Kelly 2011). Najważniejsze osiągnięcia naukowe będące podstawą wszczęcia przewodu habilitacyjnego Najważniejsze osiągnięcia naukowe Rozpoznałam, nieznane do tej pory, twarde dno w utworach górnej kredy rejonu Wielkanocy (Olszewska-Nejbert 2004). Rozpoznałam występowanie nowego stanowiska stromatolitów fosforanowych związanych z twardym dnem w Wielkanocy (ang. composite hardground) (Olszewska-Nejbert 2004) i mikrostromatolitów fosforanowych znaczących epizody zatrzymania sedymentacji w obrębie utworów koniaku (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013). Rozpoznałam, że na granicy turonu i koniaku w rejonie Wielkanocy występuje luka stratygraficzna (hiatus), związana z rozwojem twardego dna (Olszewska-Nejbert 2004, Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009, Olszewska-Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2013). Wykonałam zintegrowaną analizę sedymentologiczną, mikrofacjalną, petrograficzną, paleoekologiczną i ichnologiczną strefy twardego dna w rejonie Wielkanocy oraz dokonałam rekonstrukcji wieloetapowej historii rozwoju tych utworów, opisując je jako tzw. złożone twarde dno (ang. composite hardground) (Olszewska-Nejbert 2004). Rozpoznałam nieznane do tej pory nagromadzenie jeżowców (niem. Lagerstätte) w osadach turonu Wielkanocy (Olszewska-Nejbert 2005). 15
Wykonałam zintegrowaną analizę sedymentologiczną, petrograficzną, mikrofacjalną, paleoekologiczną i tafonomiczną warstwy z jeżowcami, i na jej podstawie zrekonstruowałam sekwencję zdarzeń biotycznych, sedymentacyjnych i erozyjnych prowadzących do powstania tego nagromadzenia, wykazując jego nietypowe cechy w stosunku do istniejących modeli takich nagromadzeń skamieniałości (Olszewska-Nejbert 2005). Udokumentowałam, że nagromadzenie wykazuje cechy pośrednie pomiędzy nagromadzeniem hiatusowym (ang. hiatal accumulation), a rezydualnym nagromadzeniem skamieniałości (ang. lag accumulation) sensu Kidwell (1993) i Einsele (1998). Wykazałam, że nagromadzenie Conulus ma cechy zbliżone najbardziej do bruku rezydualnego bez skamieniałości (ang. nonskeletal lag sediments) sensu Einsele (1998). Wykazałam, że w turonie, na progu krakowskim, osadzały się węglanowe utwory płytkowodne, a ich sedymentacja była przerywana epizodami podmorskiej erozji, co prowadziło do powstawania bruków rezydualnych; gdyż próg krakowski, podlegał okresowo silnej działalności falowania i prądów (Olszewska-Nejbert 2005). Rozpoznałam, nieznane do tej pory stanowiska sfosfatyzowanych gąbek i innych skamieniałości w spągu utworów santonu Wielkanocy (Olszewska-Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2009) i w utworach cenomanu Petriwa w zachodniej Ukrainie. Rozpoznałam, że na granicy koniaku i santonu na progu krakowskim występuje luka stratygraficzna, związana z podmorską erozją znacznej części osadów i powstaniem bruku rezydualnego (ang. lag deposit) zawierającego sfosfatyzowane gąbki, sfosfatyzowane inne skamieniałości i sfosfatyzowane intraklasty (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009). Zinterpretowałam sekwencję zdarzeń sedymentacyjnych, fosfogenicznych, erozyjnych i tektoniczno-eustatycznych prowadzących do powstania bruku rezydualnego w spągu santonu na progu krakowskim i jego najbliższym sąsiedztwie (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009). Wykonałam zintegrowaną analizę sedymentologiczną, petrograficzną, mineralogiczną, mikrofacjalną, paleoekologiczną i tafonomiczną osadów fosforytonośnych z pogranicza koniaku i santonu w rejonie Wielkanocy (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009). Pokazałam bardzo wysoki potencjał fosylizacji gąbek poprzez fosfatyzację w środowisku sedymentacji utworów kredowych (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009, 2011, 2012, 2013). 16
Zinterpretowałam historię tafonomiczną gąbek kredowych oraz środowisko ich pogrzebania i wykazałam, że do nagromadzenia sfosfatyzowanych elementów w badanych przeze mnie horyzontach fosforytowych dochodziło w następującej kolejności: sedymentacja osadu spowolnienie i zahamowanie sedymentacji fosfatyzacja szczątków organicznych typu lokalnego (pospolita) lub fosfatyzacja całej warstwy (sporadyczna) erozja osadu, przemywanie przez prądy denne odpornych na erozję sfosfatyzowanych elementów, ich koncentracja i/lub kondensacja). Kilkukrotne powtórzenie takiego cyklu w jednym miejscu doprowadza do nagromadzenia większej ilości sfosfatyzowanych elementów (Świerczewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert 2006, Olszewska-Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2009). Zaproponowałam model fosylizacji gąbek oparty o ich wczesną fosfatyzację podczas płytkiego pogrzebania w strefie suboksycznej. Wyróżniłam dwa sposoby fosfatyzacji: (i) fosfatyzację lokalną, w strefie suboksycznej wokół pogrzebanej gąbki oraz (ii) fosfatyzację warstwową, polegającą na fosfatyzacji osadu w całej strefie suboksycznej. W modelu fosfatyzacji gąbek uwzględniłam dobrze rozpoznane i opisane w najnowszej literaturze procesy koncentracji fosforu we współczesnych osadach morskich (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009 z literaturą). Udowodniłam za pomocą obserwacji w mikroskopie skaningowym (obrazy SEM), że pierwszym elementem podlegającym fosfatyzacji w gąbce jest przestrzeń interspikularna ścianki gąbki (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013). Rozpoznałam za pomocą obserwacji SEM, że cementy fosforanowe to frankolity węglanowe fluoroapatyty które krystalizowały w przestrzeniach porowych wewnątrz szkieletu gąbki (w przestrzeni interspikularnej) i w jej spongocelu, jako pierwsze w sekwencji minerałów diagenetycznych. Na podstawie obrazów SEM (Ryc. 3) pokazałam, że cementy te są efektem bezpośredniej krystalizacji z roztworów przesyconych względem fosforanu wapnia i nie ma żadnych dowodów na przechodzenie badanych gąbek przez stadium kalcytyzacji (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009, 2011, 2013). W zespole sfosfatyzowanych gąbek z rejonu Wielkanocy wyróżniłam trzy grupy tafonomiczne; pokazałam na podstawie mikrofacji i rozważań paleoekologicznyvch, że badane gąbki żyły w podobnym środowisku, a sposób ich zachowania w stanie kopalnym wynika ze zróżnicowanej historii pośmiertnej (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009). 17
Postępowanie habilitacyjne dr Danuta Olszewska-Nejbert Załącznik 2 Do opisu mikrofacji związanych z powierzchniami nieciągłości i nagromadzeniami skamieniałości zastosowałam klasyfikację skał węglanowych Dunhama (1962), rozbudowując ją o terminologię uwzględniającą obecność składników biotycznych, mineralnych oraz charakter tła skalnego (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009, 2011, 2013). Obserwacje optyczne w płytkach cienkich zintegrowałam z obserwacjami w mikroskopie skaningowym. Ryc. 3. Przykłady euhedralnych cementów fosforanowych (frankolitowych) obecnych w przestrzeniach interspikularnych i spongocelach gąbek. A heksagonalne płytkowe cementy frankolitowe z domieszką minerałów ilastych, grupa tafonomiczna gąbek ciemnych, rejon Niezwiska (Rakowiec), Ukraina; B beczułkowaty cement frankolitowy, grupa tafonomiczna gąbek ciemnych, rejon Niezwiska (Rakowiec), Ukraina; C - heksagonalne płytkowe cementy frankolitowe, grupa tafonomiczna gąbek białych, Wielkanoc, południowa Polska; D - heksagonalne płytkowe cementy frankolitowe, grupa tafonomiczna gąbek ciemnych, Wielkanoc, południowa Polska; E F - heksagonalne słupowe cementy frankolitowe, grupa tafonomiczna gąbek ciemnych, Mielnik, wschodnia Polska. 18
Zinterpretowałam historię tafonomiczną gąbek w utworach kredy piszącej w Mielniku i udowodniłam, że w tym środowisku, fosfatyzacja była dominującym procesem fosylizacji gąbek, zaś fosylizacja materiału węglanowego i jego sylifikacja w przestrzeniach gąbek, była mniej spotykanym procesem (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2011). Wyniki badań paleoekologicznych gąbek, potwierdziłam badaniami mikrofacjalnymi i petrograficznymi. Pokazałam, że wczesna fosfatyzacja gąbek zakonserwowała osad związany z środowiskiem ich życia i pośmiertnej fosfatyzacji (Świerczewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert 2006; Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009, 2011). Na podstawie różnicy w wykształceniu mikrofacjalnym i petrograficznym pomiędzy osadem wypełniającym gąbki a osadem otaczającym, w których te gąbki się znalazły po ostatecznym pogrzebaniu, pokazałam redepozycję sfosfatyzowanych gąbek do innego środowiska. Udokumentowałam dzisiejszy stan zachowania unikatowego stanowiska nagromadzenia sfosfatyzowanych gąbek z utworów cenomanu w rejonie Niezwiska na ukraińskim Podolu Pokuckim. Gąbki te występują w charakterystycznej warstwie nazywanej warstwą gąbkową, która jako złoże fosforytów była eksploatowana na początku XX wieku (Tokarski 1931). Zebrałam unikatową kolekcję tych gąbek, liczącą ponad 800 okazów z okolic Niezwiska i Rakowca, i ponad 1000 okazów z nowo odkrytego stanowiska z rejonu Petriwa. Pierwszym sygnałem pokazującym bogactwo taksonomiczne tego stanowiska była praca Dunikowskiego (1889). Udokumentowano tafonomiczny stan zachowania gąbek pokazując, że dzięki fosfatyzacji doszło do unikatowego zachowania kształtów gąbek i szczegółów ich budowy. Pozwoliło to na paleontologiczne opracowanie tych skamieniałości i, ponieważ kolekcja Emila H. Dunikowskiego została uznana za zaginioną, zaproponowanie pięciu okazów neotypowych gąbek: Laocoetis maxima (Dunikowski, 1889), Cinclidella regularis (Dunikowski, 1889), Plocoscyphia podolica Dunikowski, 1889, Toulominia polonica Dunikowski, 1889 i Leiostracosia crassa (Dunikowski, 1889). Stwierdzono również, że gąbki z tego stanowiska były redeponowane (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2012). Przeanalizowałam i podsumowałam obecny stan wiedzy na temat poglądów dotyczących obecności utworów koniaku na progu krakowskim i szczegółowo udokumentowałam te utwory w oparciu o zintegrowane badania sedymentologiczne, petrograficzne, mikrofacjalne i paleoekologiczne (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013). Udowodniłam, że fragmentarycznie zachowane utwory koniaku na progu krakowskim reprezentują facje głębszego szelfu i pokazują, że lokalnie tworzyły się tu baseny o nieco większej głębokości (basen Wielkanocy), co najmniej poniżej sztormowej podstawy 19
falowania, w dystalnym położeniu w stosunku do najbliższych lądów, z dominującymi warunkami oligotroficznych mórz kokolitowych (Olszewska-Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2013 z referencjami). Wykazałam związek rozwoju powierzchni nieciągłości i nagromadzeń skamieniałości na progu krakowskim z ruchami tektonicznymi. Przedyskutowałam i pokazałam, iż na formowanie powierzchni nieciągłości i niektórych nagromadzeń skamieniałości, większy wpływ miało tektoniczne podnoszenie progu krakowskiego niż globalne zmiany poziomu morza (Olszewska-Nejbert 2004; Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009, 2013). Powstawanie twardego dna na granicy turon/koniak skorelowałam z wczesnym pulsem tektonicznym Ilsede (Olszewska-Nejbert 2004, Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013) fazy subhercyńskiej, rozpoznanym i opisanym w zachodniej Europie (Mortimore et al. 1998). Lukę sedymentacyjno-stratygraficzną o dłuższym zasięgu czasowym obejmującą interwał od środkowego koniaku po środkowy santon skorelowałam z głównym pulsem tektonicznym Ilsede (Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013), opisywanym w zachodniej Europie (Mortimore et al. 1998). Rozpoznałam związek aktywności tektonicznej progu krakowskiego w turonie i koniaku z aktywnością przesuwczą strefy Kraków-Myszków (Żaba 1999, Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013). Sedymentacja na progu krakowskim, który znajdował się nad tą aktywną po dzień dzisiejszy strefą na granicy bloków górnośląskiego i małopolskiego (Żaba 1999), była kontrolowana przez aktywność tektoniczną przedpermskiego podłoża w turonie i koniaku. Hipoteza ta wymaga dalszych badań, gdyż permska i mezozoiczna historia tektoniczna tego obszaru jest stosunkowo mało rozpoznana, a laramijska przebudowa obszaru zapewne zatarła przedlaramijske struktury tektoniczne. Podsumowanie wyników i osiągnięć oraz ich znaczenie aplikacyjne Zastosowana przeze mnie metoda zintegrowanej analizy petrograficznej i mikrofacjalnej skamieniałości jest bardzo użyteczna w badaniach paleoekologicznych i paleontologicznych (Olszewska-Nejbert 2005; Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009, 2011, 2012, 2013). Pozwala na precyzyjną interpretację środowiska sedymentacji i życia badanych grup organizmów. Badania pokazały, że materiał wypełniający skamieniałości związane z powierzchniami nieciągłości, często różni się mikrofacjalnie od skały otaczającej 20
te skamieniałości. Fakt ten przemawia za tym, iż pierwotne środowisko życia badanych organizmów było inne niż środowisko ich ostatecznego pogrzebania (Olszewska-Nejbert 2005, Świerczewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert 2006, Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009). Ponadto, badania te pełnią rolę pomocniczą i uzupełniającą przy rozpoznawaniu i oznaczaniu taksonomicznym skamieniałości. Zróżnicowanie mikrofacjalne pomiędzy wypełnieniem skamieniałości a skałą, w której skamieniałość została ostatecznie pogrzebana jest najczęściej następstwem redepozycji tych skamieniałości. Fakt ten stawia w nowym świetle wskazywanie granic stratygraficznych w strefach nieciągłości i pokazuje na konieczność sprawdzania wypełnień skamieniałości, w celu stwierdzenia czy pogrzebanie nastąpiło in situ (wypełnienie skamieniałości i skała otaczająca powinny reprezentować ten sam typ mikrofacji). Zintegrowanie badań biostratygraficznych i mikrofacjalnych może mieć tu kluczowe znaczenie do wyznaczania i weryfikacji granic stratygraficznych. Interpretacja historii tafonomicznej gąbek oraz wybranych cech środowiska ich pogrzebania pokazują, że sfosfatyzowane gąbki o diktionalnym szkielecie są odpowiednim narzędziem, które można wykorzystać do analizy i interpretacji środowiska sedymentacji na podstawie osadu (batymetria, dynamika wód, tempo sedymentacji), jaki wypełnił przestrzenie gąbki. Szkielet diktionalny gąbek jest doskonałą pułapką osadu, w którym następowało pogrzebanie gąbki; a procesy wczesnej diagenezy, głównie fosfatyzacji, doprowadzają do fosylizacji tego osadu. Metoda zintegrowanych badań, jaką zastosowałam w swoich pracach do rekonstrukcji rozwoju powierzchni nieciągłości w połączeniu z aspektami regionalnymi, pozwala na wskazanie, które zdarzenia: (i) eustatyczne wahnięcia poziomu morza, (ii) ruchy tektoniczne o charakterze lokalnym, czy (iii) zdarzenia biotyczne połączone ze zjawiskami sedymentacyjno-erozyjnymi, należały do głównych czynników kontrolujących powstawanie powierzchni nieciągłości i nagromadzeń skamieniałości w epikontynentalnych morzach kredowych. Moje badania utworów epikontynentalnych kredy w Polsce i na Ukrainie dokumentują zasadność stosowania metody zintegrowanych badań petrograficznych, mikrofacjalnych, tafonomicznych, paleontologicznych i paleoekologicznych do szczegółowej analizy skał związanych z powierzchniami nieciągłości i sekwencji kredowych skondensowanych sedymentologicznie. Zastosowanie zintegrowanych wyżej wymienionych badań pozwoliło mi na: 21
(i) precyzyjną interpretację ewolucji środowisk sedymentacji (Olszewska-Nejbert 2004, 2005; Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2009, 2013); (ii) odtwarzanie i uzupełnianie informacji o środowisku sedymentacji z obrazu mikrofacjalnego bruków rezydualnych (ang. lag deposit); mikrofacje bruków rezydualnych są źródłem informacji o środowisku, które zapisało się w wypełnieniach skamieniałości czy też w intraklastach, dzięki procesom wczesnej diagenezy (Olszewska-Nejbert 2005; Świerczewska-Gładysz & Olszewska-Nejbert 2006; Olszewska-Nejbert & Świerczewska- Gładysz 2009, 2011, 2012, 2013); wykazałam, że gąbki i jeżowce uległy prefosylizacji w obrębie osadów, które potem zostały usunięte; skamieniałości te, ich wypełnienia, czasami także sfosfatyzowane intraklasty, są doskonałym narzędziem dostarczającym jedynej informacji o zerodowanych utworach; informują o środowisku osadzania się tych utworów; ponadto, sfosfatyzowane i nagromadzone (?skondensowane) skamieniałości mogą mieć potencjał biostratygraficzny i wskazywać na zasięg luki erozyjnej. Literatura Alexandrowicz S. 1954. Turon południowej części Wyżyny Krakowskiej. Acta Geologica Polonica, 4 (3), 361-390. Alexandrowicz S. 1969. Transgresywne osady santonu w okolicach Krakowa. Zeszyty Naukowe AGH, Geologia, 11, 45-59. Baturin G.N. 1978. Fosfority na dnie okieanow. Akademia Nauk SSSR, Institut okieanołogii, 1-232, Izdatielstwo Nauka, Moskwa. Cieśliński S. & Trőger K.A. 1964, Epikontynentalna kreda górna Europy Środkowej (alb koniak w Polsce, Czechosłowacji i Niemczech). Kwartalnik Geologiczny, 8 (4), 797-809. Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. W: W.E. Ham (ed.), Classification of carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 1, 108-121. Dunikowski E.H. 1889. O gąbkach cenomańskich z warstwy fosforytowej Podola galicyjskiego. Pamiętniki Akademii Umiejętności, 16, 70 87. Einsele G. 1998. Event stratigraphy: Recognition and interpretation of sedimentary event horizons. W: Doyle P. & Bennett M. R. (eds), Unlocking the Stratigraphical Record: Advances in Modern Stratigraphy, John Wiley & Sons Ltd, Chichester, 145 193. Ernst G., Schmidt F. & Seibertz E. 1983. Event-Stratigraphie im Cenoman und Turon von NW-Deutschland. Zitteliana, 10, 531 554. Hogg M.M., Tendal O.S., Conway K.W., Pomponi S.A., van Soest R.W.M., Gutt J., Krautter M. & Roberts J.M. 2010. Deep-sea Sponge Grounds: Reservoirs of Biodiversity. UNEP-WCMC Biodiversity, Series, 32, 1-84, UNEP-WCMC, Cambridge, UK. Föllmi K.B. 1990. Condensation and phosphogenesis: example of the Helvetic mid-cretaceous (northern Tethyan margin). W: Notholt A.G.J. & Jarvis I. (eds), Phosphorite Research and Development. Geological Society Special Publication, 52, 237-252. The Geological Society; London. Föllmi K.B. 1996. The phosphorus cycle, phosphogenesis and marine phosphate rich deposit. Earth-Science Reviews, 40, 55 124. Gaździcka E. 1981. Coccoliths and index foraminifera from the upper Cretaceous chalk of Mielnik region, Eastern Poland. Acta Palaeontologica Polonica, 26 (1), 73 84. Golonka J. & Rajchel J. 1972. Stromatolity z górnej kredy okolic Krakowa. Kwartalnik Geologiczny, 16, 652 667. Gruszczyński M, Coleman M.L., Marcinowski R., Walaszczyk I. & Isaacs M.C.P. 2002. Palaeoenvironmental conditions of hardgrounds formations in the Late Turonian-Coniacian of Mangyshlak Mountains, Western Kazakhstan. Acta Geologica Polonica, 52 (4), 423 435. 22
Hancock J.M. 1990. Sea-level changes in the British region during the Late Cretaceous. Proceedings of the Geologists Association, 100 (4), 565 594. Jarvis I. 2006. The Santonian-Campanian phosphatic chalks of England and France. Proceedings of the Geologists Association, 117, 219 237. Jarvis I., Burnett W.C., Nathan Y., Almbaydin F.S.M., Attia A.K.M., Castro L.N., Flicoteaux R., Hilmy M.E., Husain V., Qutawnah A.A., Serjani A. & Zanin Y.N. 1994. Phosphorite geochemisty: State-of-the-art and environmental concerns. Eclogae Geologicae Helvetiae, 87 (3), 643 700. Jasionowski M. 1995. Kredowa powierzchnia niedepozycji w okolicach Krakowa (Mydlniki, Zabierzów): rycia, drążenia, stromatolity. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 65, 63 77. Jaskowiak-Schoeneichowa M. & Krassowska A. 1988. Paleomiąższości, litofacje i paleotektonika epikontynentalnej kredy górnej w Polsce. Kwartalnik Geologiczny, 32 (1), 177 197. Kennedy W.J. & Garrison R.E. 1975a. Morphology and genesis of nodular chalk and hardgrounds in the Upper Cretaceous of southern England. Sedimentology, 22 (3), 311 386. Kennedy W.J. & Garrison R.E. 1975b. Morphology and genesis of nodular phosphates in the Cenomanian glauconitic marl of south-east England. Lethaia, 8, 339 360. Kidwell S. 1993. Taphonomic expressions of sedimentary hiatuses: field observations on bioclastics concentrations and sequence anatomy in low, moderate and high subsidence settings. Geologische Rundschau, 82, 189 202. Kołodziej B., Szulc J., Machaniec E., Kędzierski M., & Duda M. 2010. Injection dykes as evidence of Campanian synsedimentary tectonics on the Kraków Swell, southern Poland. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 80 (3), 285 301. Krajewski K.P. 1981. Pelagiczne stromatolity z albu wierchowego Tatr. Kwartalnik Geologiczny, 25 (4), 731 759. Krajewski K.P. 1984. Early diagenetic phosphate cements in the Albian condensed glauconitic limestone of the Tatra Mountains, Western Carpathians. Sedimentology, 31 (4), 443 470. Krajewski K.P., Leśniak P.M., Łącka B. & Zawidzki P. 2000. Origin of phosphatic stromatolites in the Upper Cretaceous condensed sequence of the Polish Jura Chain. Sedimentary Geology, 136, 89 112. Kudrewicz R. & Olszewska-Nejbert D. 1997. Upper Cretaceous "Echinoidlagerstatten" in the Kraków area. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 67 (1), 1-12. Leszczyński K. 1997. The Upper Cretaceous carbonate-dominated sequences of the Polish Lowlands. Geological Quarterly, 41 (4), 521 532. Leszczyński K. 2012. The internal geometry and lithofacies pattern of the Upper Cretaceous-Danian sequence in the Polish Lowlands. Geological Quarterly, 56 (2), 363 386. Machalski M. 1998. Granica kreda trzeciorzęd w przełomie Wisły. Przegląd Geologiczny, 46, 1153 1161. Machalski M. 2005. Late Maastrichtian and earliest Danian scaphitid ammonites from central Europe: taxonomy, evolution, and extinction. Acta Palaeontologica Polonica, 50 (4), 653 696. Machalski M. & Walaszczyk I. 1987. Faunal condensation and mixing in the uppermost Maastrichtian/Danian Greensand (Middle Vistula Valley, Central Poland). Acta Geologica Polonica, 37, 75 91. Marcinowski R. 1974. The transgressive Cretaceous (Upper Albian through Turonian) deposits on the Polish Jura Chain. Acta Geologica Polonica, 24 (1), 117 217. Marcinowski R. & Radwański A. 1983. The Mid-Cretaceous transgression onto the Central Polish Uplands (marginal part of the Central European Basin). Zitteliana, 10, 65 95. Marcinowski R. & Szulczewski M. 1972. Condensed Cretaceous sequence with stromatolites in the Polish Jura Chain. Acta Geologica Polonica, 22, 515 538. Mortimore R., Wood C., Pomerol B. & Ernst G. 1998. Dating the phases of the Subhercynian tectonic epoch: Late Cretaceous tectonics and eustatics in the Cretaceous basins of northern Germany compared with the Anglo-Paris Basin. Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, Teil 1, 1996, (11/12), 1349 1401. Niebuhr B., Wilmsen M., Chellouche P., Richardt N., Pürner T. 2011. Stratigraphy and facies of the Turonian (Upper Cretaceous) Roding Formation at the southwestern margin of the Bohemian Massif (southern Germany, Bavaria). Zeitschrift der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, 62 (3), 295 316. Olszewska D. 1990. Belemnites from the Upper Cretaceous Chalk of Mielnik (eastern Poland). Acta Geologica Polonica, 40 (1), 111 128. Olszewska-Nejbert D. 2004. Development of the Turonian/Coniacian hardground boundary in the Cracow Swell area (Wielkanoc quarry, Southern Poland). Geological Quarterly, 48 (2), 159-168. Olszewska-Nejbert D. 2005. Development of the Turonian Conulus Lagerstätte in the Wielkanoc Quarry, Miechów Upland (South Poland). Annales Societatis Geologorum Poloniae, 75, 199-210. Olszewska-Nejbert D. 2007. Late Cretaceous (Turonian-Coniacian) irregular echinoids of the Mangyshlak (western Kazakhstan) and Opole (southern Poland) basin. Acta Geologica Polonica, 57 (1), 1-87. 23