Skamienia³oœci œladowe wczesnego i œrodkowego triasu domeny Fatricum w Tatrach i ich znaczenie paleoœrodowiskowe

Skamienia³oœci œladowe wczesnego i œrodkowego triasu domeny Fatricum w Tatrach i ich znaczenie paleoœrodowiskowe Tomasz Rychliñski 1, Alfred Uchman 1 Przegl¹d Geologiczny, vol. 58, nr 11, 2010 Early and Middle Triassic trace fossils of the Fatricum domain in the Tatra Mountains and their palaeoenvironmental significance. Prz. Geol., 58: 1079 1086. T. Rychliñski A. Uchman Abstract.Trace fossils of the Olenekian clastic deposits (Fatricum domain) in the Tatra Mts. include Rhizocorallium isp., Palaeophycus striatus, cf. Palaeophycus isp. and cf. Chondrites isp., while Planolites isp., Thalassinoides isp., Rhizocorallium isp. and Balanoglossites isp. occur in the Anisian carbonates. The Anisian trace fossil assemblage is less diverse and abundant than in the coeval carbonates of the Tatricum domain. Both, the Olenekian and Anisian trace fossils represent the impoverished Cruziana ichnofacies influenced by the increased salinity. Bioturbational structures are much less abundant than in the Anisian of the Tatricum. They are partly obliterated by diagenetic processes. Keywords: ichnofauna, palaeoenvironment, Triassic, Fatricum, Tatra Mts. Skamienia³oœci œladowe w osadach triasu domeny Fatricum, z wyj¹tkiem zesz³orocznego doniesienia konferencyjnego autorów (Rychliñski & Uchman, 2009), nie by³y jak dot¹d opisywane, chocia obecnoœæ tzw. wapieni robaczkowych (w³aœciwie: wapieni zbioturbowanych, por. Jaglarz & Rychliñski, 2010) by³a wczeœniej sygnalizowana nie tylko w jednostkach wierchowych (Tatricum, zob. Kotañski, 1955, 1959), ale te w wielu profilach triasu reglowego (np. Soko³owski, 1959; Kotañski 1963). Strukturom typu robaczkowego przypisywano rozmait¹ genezê (Kotañski, 1955), lecz z biegiem lat ukszta³towa³o siê przekonanie, e przynajmniej czêœæ z nich to struktury bioturbacyjne (Kasiñski i in., 1978), wœród których mo na rozpoznaæ oznaczalne ichnotaksony (por. Rychliñski & Jaglarz, 2009; Jaglarz & Uchman, 2010). Celem niniejszego artyku³u jest przedstawienie skamienia³oœci œladowych z osadów olenku i anizyku jednostki Fatricum w Tatrach oraz ich znaczenia dla rekonstrukcji paleoœrodowiska. T³o geologiczne Tatry zbudowane s¹ z magmowych i metamorficznych ska³ waryscyjskiego trzonu krystalicznego i jego mezozoicznej pokrywy osadowej oraz nasuniêtych nañ jednostek p³aszczowinowych, z³o onych ze ska³ mezozoiku i lokalnie krystalicznych ska³ pod³o a (np. Kotañski, 1971; Wieczorek, 2000) (ryc. 1). Mezozoiczna pokrywa osadowa trzonu krystalicznego i jej allochtoniczne odpowiedniki facjalne stanowi¹ jednostkê wierchow¹ (Kotañski, 1961; Passendorfer, 1961). Ska³y krystaliczne i osadowe jednostki wierchowej s¹ czêœci¹ tektoniczno-facjalnej domeny Tatricum (Andrusov i in., 1973; Kotañski, 1979a, b). Na jednostkach wierchowych le ¹ nasuniête p³aszczowiny reglowe. Ni sz¹ tektonicznie jest p³aszczowina kri niañska (reglowa dolna), która stanowi fragment domeny Fatricum (Andrusov i in., 1973). Na niej le y p³aszczowina choczañska (reglowa górna), bêd¹ca czêœci¹ domeny Hronicum (op.cit.). Na jednostkach p³aszczowinowych spoczywa niezgodnie pokrywa osadowa paleogenu wewn¹trzkarpackiego. Jednostka Fatricum w triasie by³a czêœci¹ basenu Zachodnich Karpat wewnêtrznych, który stanowi³ pó³nocnozachodni¹ czêœæ Oceanu Tetydy. Basen Fatricum znajdowa³ siê w tym czasie miêdzy basenem Tatricum (s¹siaduj¹cym bezpoœrednio z kontynentem paleoeuropejskim) od pó³nocnego zachodu a basenem Hronicum od po- ³udniowego wschodu (Michalík, 1993, 1994). Na obszarach tych w triasie gromadzi³a siê mi¹ sza seria osadów klastyczno-wêglanowych, których sedymentacja by³a kontrolowana g³ównie przez zmiany klimatyczne i eustatyczne (Feist-Burkhardt i in., 2008). Osady indu i dolnego olenku w jednostce Fatricum to piaskowce kwarcytowe, a w wy szej czêœci piaskowce prze³awicone mu³owcami. Nad nimi le y wêglanowo-klastyczna seria wapieni i dolomitów komórkowych, nadœcielona przez osady wêglanowo-klastyczne warstw myoforiowych (Kotañski, 1963), reprezentuj¹cych górny olenek. Wy ej zalega mi¹ sza (do 500 m) seria wapieni i dolomitów triasu œrodkowego. Wymieniona sukcesja osadowa zapisuje zmiany œrodowiska sedymentacji od l¹dowego (ind), przez marginalno-morskie (olenek), a po anizyjskie i ladyñskie œrodowisko rampy wêglanowej (Rychliñski & Jaglarz, 2009). Lokalizacja stanowisk Obecnoœæ skamienia³oœci œladowych stwierdzono zaledwie w kilku stanowiskach (ryc. 1). Ich lokalizacjê (wspó³rzêdne GPS) i krótki opis przedstawia niniejszy rozdzia³. leb Banie (E 19 56 10½; N 49 15 19½). Skamienia³oœci œladowe znaleziono w œrodkowej czêœci lebu Banie, na wschód od dolinki Wielka Rówieñ, w luÿnych blokach mu³owców prze³awiconych z piaskowcami, pochodz¹cych z utworów olenku ods³aniaj¹cych siê w tej czêœci lebu. Skoruœniak (E 19 53 54½; N 49 15 14½). Skamienia- ³oœci œladowe wystêpuj¹ tu w ska³kach wapieni anizyku, powy ej niebieskiego szlaku turystycznego, na po³udniowozachodnim zboczu Skoruœniaka, w odleg³oœci ok. 800 m. od Przys³opu Miêtusiego. 1 Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloñski, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; tomasz.rychlinski@uj.edu.pl, alfred. uchman@uj.edu.pl 1079

Ryc. 1. Mapa tektoniczna Tatr (wg Bac-Moszaszwili i in., 1979, zmodyfikowana) wraz z lokalizacj¹ badanych stanowisk Fig. 1. Tectonic sketch-map of the Tatra Mts. (Bac-Moszaszwili et al., 1979, modified) with indicated the studied sites ysanki (E 19 54 54½; N 49 15 43½). Pod szczytem ysanek ods³ania siê pakiet wapieni anizyku o mi¹ szoœci ok. 30 m., z ³awic¹ brekcji dolomitycznych w stropie. awicê ze skamienia³oœciami œladowymi znaleziono ok. 20 m. powy ej sp¹gu wapieni. Wielki Kopieniec. Ichnoskamienia³oœci stwierdzono w ska³kach wapieni anizyku, w pó³nocnej czêœci szczytu (E 20 00 59½; N 49 16 18½), oraz w luÿnych blokach wapieni tego samego wieku, wzd³u zielonego szlaku turystycznego, trawersuj¹cego pó³nocne zbocze Wielkiego Kopieñca (E 20 01 03½; N 49 16 25½). Palaeophycus striatus Hall, 1852 (ryc. 3A) jest hypichnialnym, tabularnym, pe³nym reliefem o œrednicy 15 18 mm, obserwowanym na d³ugoœci 75 mm, z cienk¹ œcian¹ pokryt¹ pó³okr¹g³ymi, pod³u nymi grzbietami o szerokoœci ok. 1,5 mm. Grzbiety te miejscami siê ³¹cz¹. Z jednej strony relief zanurza siê w ³awicê, a z drugiej jest urwany i wychodzi pod ni¹. Palaeophycus Hall, 1847 jest interpretowany jako nora produkowana przez osado erców lub drapie niki z wielu grup taksonomicznych, wystêpuj¹cych w ró nych œrodowiskach morskich i kontynentalnych (Pemberton & Frey, 1982; Keighley & Pickerill, 1995). Szalony Wierch (E 20 12 54½; N 49 13 59½). Skamienia³oœci œladowe znaleziono na po³udniowych zboczach Szalonego Wierchu w Tatrach Bielskich, pomiêdzy G³upim lebem a Prze³êcz¹ pod Kop¹, w luÿnym bloku znajduj¹cym siê powy ej szlaku turystycznego biegn¹cego ze s³owackiej Jaworzyny Tatrzañskiej, ok. 180 m. nad sp¹giem osadów anizyku. Skamienia³oœci œladowe triasu dolnego Skamienia³oœci œladowe triasu dolnego wystêpuj¹ w piaszczysto-mu³owcowych osadach lebu Banie, które na podstawie znalezionego w nich œlimaka Werfenella retrecostata (Hauer) (ryc. 2) zaliczono do olenku (Rychliñski i in., 2008). Osady te zawieraj¹ doœæ liczne, lecz Ÿle zachowane szcz¹tki flory. W niektórych ³awicach widoczne s¹ warstwowania poziome. Skamienia³oœci œladowe wystêpuj¹ tu w luÿnych blokach w sp¹gach ³awic. Rozpoznane zosta³y 4 ichnotaksony: Palaeophycus striatus,?palaeophycus isp., Rhizocorallium isp. i?chondrites isp. 1cm Ryc. 2. Œlimak Werfenella retrecostata (Hauer). Dolny olenek, leb Banie Fig. 2. Gastropod Werfenella retrecostata (Hauer). Lower Olenekian, leb Banie site 1080

?Palaeophycus isp. (ryc. 3B) to hypichnialna, tabularna, prosta lub lekko krêta, prawie pozioma struktura o g³adkiej powierzchni i œrednicy 3 mm (forma mniejsza) lub 6 mm (forma wiêksza). Forma mniejsza widoczna jest na d³ugoœci 20 30 mm. Jest to pe³ny relief zanurzaj¹cy siê z jednej strony w powierzchniê ³awicy. Forma wiêksza to tak e pe³ny relief, widoczny na d³ugoœci 45 mm. Brak dowodów na obecnoœæ œciany nie pozwala na okreœlenie pewnej przynale noœci do Palaeophycus. Rhizocorallium isp. (ryc. 3B) to hypichnialny pó³relief w postaci pó³okr¹g³ego, g³adkiego grzbietu o szerokoœci 11 15 mm, który tworzy paraboliczn¹ pêtlê o d³ugoœci maksymalnej 70 mm i szerokoœci 40 mm. Ramiona pêtli zanurzaj¹ siê w ³awicê, jedno bli ej skrêtu pêtli, drugie dalej. Grzbiet pêtli w rejonie zmiany kierunku jest podniesiony. Charakterystyczna krzywizna grzbietu i kszta³t pêtli wskazuje, e jest to wymyty i odlany pe³ny relief Rhizocorallium. Pêtla ta jest odlewem pochy³ego kana³u marginalnego, miêdzy którego ramionami znajdowa³y siê roztoki (spreite) przerobionego osadu. Pa Rhizocorallium Zenker, 1836 to struktura mieszkalno- erowiskowa produkowana przez zawiesino erców (w przypadku krótkich, ukoœnych form retruzywnych) lub osado- erców, g³ównie skorupiaków (np. Fürsich, 1974; Schlirf, 2000), przede wszystkim w œrodowisku p³ytkomorskim (np. Farrow, 1966; Hakes 1976), aczkolwiek nieliczne wyst¹pienia znane s¹ tak e ze œrodowisk g³êbokomorskich (Uchman, 1992) oraz l¹dowych (Fürsich & Mayr, 1981). Pa Rh?Chondrites isp. (ryc. 3C) to hypichnialny, prosty, rozga³êziony grzbiet o szerokoœci 1 mm na ³awicy piaskowca, na powierzchni wype³nienia pó³reliefu Rhizocorallium. Z uwagi na fragmentaryczne zachowanie nie ma ca³kowitej pewnoœci oznaczenia. Chondrites von Sternberg, 1833 to struktura produkowana przez bli ej nieokreœlone bezkrêgowce, prawdopodobnie od ywiaj¹ce siê chemosymbiotycznie (chemichnia sensu Bromley, 1996). Skamienia³oœci œladowe triasu œrodkowego 1cm Ch Ryc. 3. Zespó³ skamienia³oœci œladowych na sp¹gu ³awicy piaskowca w klastycznych osadach dolnego olenku ³uski Bañ; A Palaeophycus striatus Hall, 1852 okaz INGUJ 215P7; B Rhizocoralium isp. (Rh) i?palaeophycus isp. (Pa) okaz INGUJ 215P8; C?Chondrites isp. (Ch) Fig. 3. Trace fossils assemblage on a sandstone bed sole from the Lower Olenekian siliciclastic deposits of the Banie thrust sheet section; A Palaeophycus striatus Hall, 1852 specimen INGUJ 215P7; B Rhizocoralium isp. (Rh) and?palaeophycus isp. (Pa) specimen INGUJ 215P8; C?Chondrites isp. (Ch) Opisane ni ej skamienia³oœci œladowe wystêpuj¹ w anizyjskich wapieniach typu Gutenstein na ysankach oraz Wielkim Kopieñcu (ryc. 1). Wiek tych osadów okreœlony zosta³ na podstawie otwornic (Rychliñski i in., 2008) oraz krynoidów (NiedŸwiedzki & Salomon, 2006). Ponadto stanowiska skamienia³oœci œladowych stwierdzono w analogicznych wiekowo osadach w profilu Skoruœniaka i Szalonego Wierchu (ryc. 1). Oznaczone ichnotaksony rozpoznano na powierzchniach lub wyj¹tkowo w przekrojach ³awic wapieni. Najpowszechniej wystêpuje Planolites isp., stwierdzony w profilach Skoruœniaka, Wielkiego Kopieñca oraz ysanek (ryc. 4A C). Mniej liczny jest Thalassinoides isp., wystêpuj¹cy na Wielkim Kopieñcu (ryc. 4A). Na ysankach i Wielkim Kopieñcu znaleziono dodatkowo Rhizocorallium isp. (ryc. 4D, F, 5A, B), na ysankach (ryc. 5A D, F) Balanoglossites isp., a?balanoglossites isp. w profilach Szalonego Wierchu i Wielkiego Kopieñca (ryc. 4E, 5E, 6). Planolites isp. (ryc. 4A C) to endichnialna, tabularna penetracja bez œciany, o œrednicy 3 4 m, z wype³nieniem nieco ciemniejszym ni otaczaj¹ca ska³a. Planolites Nicholson, 1973 to penetracja osado erców nale ¹cych do wielu grup taksonomicznych, pospolita w ró nych œrodowiskach morskich i kontynentalnych (Pemberton & Frey, 1982; Keighley & Pickerill, 1995). 1081

Pl Th 5cm Rh Rh 5cm 5cm Ryc. 4. Skamienia³oœci œladowe w wapieniach anizyku na powierzchniach u³awicenia (A, D F) i w pionowych przekrojach ³awic (B, C); A Planolites isp. (Pl) i Thalassinoides isp. (Th) w kalcylutytach, Wielki Kopieniec, fotografia terenowa; B zbioturbowane kalcylutyty z Planolites isp. Strza³kami zaznaczono pseudomorfozy po ewaporatach, Skoruœniak okaz INGUJ 215P9; C zbioturbowane kalkarenity z Planolites isp. W dolnej czêœci kalkarenit z trochitami liliowców. Strza³k¹ zaznaczono pseudomorfozê po ewaporatach, Skoruœniak okaz INGUJ 215P10; D Rhizocorallium isp. (Rh) z dobrze widocznym ³ukiem kana³u marginalnego, Wielki Kopieniec, fotografia terenowa; E skrzemionkowane wype³nienia?balanoglossites isp., Szalony Wierch, fotografia terenowa; F Rhizocorallium isp. z dobrze zachowanym kana³em marginalnym i roztokami (spreite), Wielki Kopieniec, fotografia terenowa Fig. 4. Trace fossils in the Anisian limestones on bedding planes (A, D F) and vertical section of the beds (B, C); A Planolites isp. (Pl) and Thalassinoides isp. (Th) in calcilutites, Wielki Kopieniec site, field photograph; B bioturbated calcilutites with Planolites isp. Note pseudomorphs after evaporites (arrows), Skoruœniak site specimen INGUJ 215P9; C bioturbated calcarenites with Planolites isp. Crinoidal calcarenites at the base. Note a pseudomorphs after evaporites (arrow), Skoruœniak site specimen INGUJ 215P10; D Rhizocorallium isp. (Rh) with well visible arc of the marginal tunnel, Wielki Kopieniec site, field photograph; E silicified fillings of?balanoglossites isp., Szalony Wierch, field photograph; F Rhizocorallium isp. with well preserved marginal tunnel and spreiten, Wielki Kopieniec site, field photograph Fig. 5. Trace fossils from the Anisian deposits of the firmground type; A, B a calcilutite layer with Balanoglossites isp. (Ba) and a cross section of Rhizocorallium isp. of a younger generation (Rh2) and an older generation with preserved spreites (Rh1); B calcilutite fillings (older generation) is indicated in uniform grey, while the calcarenites fillings (younger generation) is indicated by the stippled hachure with grey background; pe feacal pellets, ysanki site specimen INGUJ 215P11; C firmground (dashed line) with Balanoglossites isp. below, ysanki site, field photograph; D Balanoglossites isp. with dolomitized feacal pellets in a horizontal burrow branch; E firmground (dash line) on a calcilutite layer (cl) with?balanoglossites isp., covered by calcarenites layer (cr), summit of Wielki Kopieniec mount, field photograph; F Balanoglossites isp. in the ysanki site, field photograph 1082

Ba Rh1 pe Rh2 cr cl Ba Ba 3cm Ryc. 5. Skamienia³oœci œladowe w przekrojach pionowych z osadów anizyku typu spoistego dna; A, B warstwa kalcylutytu z Balanoglossites isp. (Ba) i widocznym w przekroju Rhizocorallium isp. m³odszej generacji (Rh2) i starszej generacji z zachowanymi roztokami (Rh1); B wype³nienia kalcylutytu (starsza generacja) zaznaczone kolorem jednolitym szarym, a wype³nienia kalkarenitu (m³odsza generacja) kropkow¹ szrafur¹ z szarym podk³adem; pe grudki fekalne, ysanki okaz INGUJ 215P11; C spoiste dno (linia przerywana) z Balanoglossites isp. poni ej, ysanki, fotografia terenowa; D Balanoglossites isp. ze zdolomityzowanymi grudkami fekalnymi w poziomym odga³êzieniu; E spoiste dno (linia przerywana) z?balanoglossites isp., rozwiniête na warstwie kalcylutytu (cl) i przykryte warstw¹ kalkarenitu (cr), szczyt Wielkiego Kopieñca, fotografia terenowa; F Balanoglossites isp., ysanki, fotografia terenowa 1083

B Ryc. 6.?Balanoglossites isp. (A D) na powierzchniach ³awic wapieni anizyku na pó³nocnych stokach Wielkiego Kopieñca. Fotografie terenowe Fig. 6.?Balanoglossites isp. (A D) on bedding planes of the Anisian limestones on the northern slopes of Wielki Kopieniec mount. Field photographs D Thalassinoides isp. (ryc. 4A) to rozga³êzione nory bez œciany, o szerokoœci 10 15 mm. Rozga³êzienia s¹ Y- i T- kszta³tne. Nory s¹ wype³nione osadem podobnym do ska³y otaczaj¹cej. Niektóre s³abiej zachowane okazy mog¹ byæ mylone z Balanoglossites i na odwrót. Thalassinoides Ehrenberg, 1944 jest struktur¹ mieszkalno- erowiskow¹, produkowan¹ przez skorupiaki, g³ównie raki dziesiêcionogie (Decapoda) (np. Frey i in., 1984); wystêpuje w wielu œrodowiskach, typowo w ichnofacji Cruziana (Schlirf, 2000 i taksonomiczne problemy Thalassinoides tam e). Rhizocorallium isp. (ryc. 4D, F, 5A, B) z profilu Wielkiego Kopieñca to jêzykowate, prawie poziome struktury o szerokoœci 32 45 mm i d³ugoœci 45 50 mm, z kana³em marginalnym o szerokoœci 6 7 mm, którego ramiona s¹ prawie równoleg³e. Pomiêdzy ramionami kana³u marginalnego rozpiête s¹ ³uki roztok (spreite), zgodne z krzywizn¹ dystalnej czêœci struktury, wzd³u których rozœcielone s¹ s³abo zachowane, wyd³u one grudki fekalne. W s³abiej zachowanych okazach widoczny jest tylko kana³ marginalny lub jego fragmenty (ryc. 4D). Na ysankach Rhizocorallium widoczne jest jedynie w charakterystycznym przekroju w kszta³cie hantli z wype³nieniem kalkarenitowym lub w postaci roztok (spreite) w kalcylutycie (ryc. 5A, B). Informacje o interpretacji Rhizocorallium zamieszczono w poprzednim rozdziale. Balanoglossites isp. (ryc. 5A D, F) w profilu ysanek to system rozga³êzionych, ró nie zorientowanych tabularnych nor bez œciany, z elementami U-kszta³tnymi, wygiêtymi lub prostymi, o œrednicy 5 19 mm. Charakterystyczna jest dla nich zmiennoœæ œrednicy na niewielkich odleg- ³oœciach i obecnoœæ œlepych odga³êzieñ o œrednicach mniejszych ni g³ówny ci¹g nor. Nory wnikaj¹ w warstwê kalcylutytu na g³êbokoœæ 22 cm i s¹ wype³nione g³ównie kalkarenitem. Starsze (rzadkie) generacje nor, zidentyfikowane na podstawie kolejnoœci ich przecinania siê, lokalnie lub w ca³oœci wype³nione s¹ kalcylutytem (ryc. 5A, B). Czêœæ z nich zawiera grudki fekalne o elipsoidalnym zarysie i d³ugoœci ok. 0,7 mm (ryc. 5A C). Prawdopodobnie s¹ one czêœci¹ systemu erowiskowego, zasypanego przed dostaw¹ kalkarenitu. W profilach Szalonego Wierchu i Wielkiego Kopieñca (ryc. 4E, 5E, 6) wystêpuj¹ systemy prostych lub lekko zakrzywionych, gêsto rozga³êzionych nor bez œciany, o du ej nieregularnoœci przebiegu i rozmiarów. Najwiêksze nory dochodz¹ do 15 mm œrednicy, a cieñsze rozga³êzienia maj¹ 4 mm. Nory znajduj¹ siê w kalcylutycie, a wype³nia je zdolomityzowany (Wielki Kopieniec; ryc. 5E, 6) lub zsylifikowany osad (Szalony Wierch; ryc. 4E). S¹ oznaczone jako?balanoglossites isp. Balanoglossites Mägderfrau, 1932 by³ interpretowany jako penetracje pó³strunowców jelitodysznych (Enteropneusta) (KaŸmierczak & Pszczó³kowski, 1969), lecz 1084

Knaust (2008) wykluczy³ tê mo liwoœæ, argumentuj¹c, e Balanoglossites mo e byæ nie tylko penetracj¹, ale i dr¹- eniem, podczas gdy jelitodyszne nie bioeroduj¹. Cytowany autor interpretuje Balanoglossites jako penetracje lub dr¹ enia robakopodobnych organizmów, przypuszczalnie wieloszczetów. Balanoglossites jest czêst¹ skamienia³oœci¹ œladow¹ w wapieniu muszlowym. Dyskusja Rhizocorallium i Thalassinoides to ichnorodzaje typowe dla ichnofacji Cruziana (np. Ekdale i in., 1984). Planolites i Palaeophycus to ichnotaksony wszêdobylskie, wystêpuj¹ pospolicie np. w megafacji wapienia muszlowego razem z Rhizocorallium i Thalassinoides w ichnofacji Cruziana (Knaust, 1998). Fakty te wskazuj¹ na wystêpowanie ichnofacji Cruziana w omawianych osadach triasu jednostki kri niañskiej. Jest to raczej archetypowa odmiana tej ichnofacji, w odró nieniu od jej odmian proksymalnej (p³ytszej) i dystalnej (g³êbszej) (Pemberton i in., 2001). Ichnofacja Cruziana jest charakterystyczna dla strefy odbrze a (offshore) i dolnego przybrze a (lower shoreface; Brenchley & Harper, 1998; Pemberton i in., 2001) w warunkach otwartego szelfu. Na platformach wêglanowych o skomplikowanej morfologii, gdzie energia falowania bywa wygaszana na licznych barierach i p³yciznach, g³êbokoœci typowe dla wymienionych stref mog¹ byæ mniejsze. Drobne ziarno osadów klastycznych olenku z rzadkimi prze³awiceniami piaskowców wskazuje na œrodowisko górnego odbrze a (upper offshore). Nieliczne warstwy osadów grubiej ziarnistych, warstwowanych poziomo i bez warstwowañ przek¹tnych mog¹ byæ wynikiem niewielkiego wzrostu energii œrodowiska zwi¹zanego ze sp³yceniem mo na je interpretowaæ jako osady dolnego przybrze a. Uwagê zwraca bardzo s³abe zró nicowanie skamienia³oœci œladowych w badanych utworach anizyku, jeszcze s³absze ni w triasie œrodkowym jednostek wierchowych (Jaglarz & Uchman, 2010). W wapieniu muszlowym Niemiec zidentyfikowano 19 ichnorodzajów penetracji i 5 ichnorodzajów dr¹ eñ (Knaust, 2007). Takie zubo enie, podobnie jak w jednostce wierchowej (Jaglarz & Uchman, 2010), powodowane jest stresem œrodowiskowym, zwi¹zanym ze zwiêkszonym zasoleniem, o którym œwiadcz¹ tak e pseudomorfozy po ewaporatach w zbioturbowanych wapieniach w stanowisku Skoruœniak (ryc. 4B, C). Zubo enie ichnoasocjacji w osadach œrodowisk hipersalinarnych znane jest z jury Stanów Zjednoczonych (Gibert & Ekdale, 2002). Sugden (1963) zauwa y³ znaczn¹ redukcjê ró norodnoœci makrobentosu w wodzie o zasoleniu powy ej 59 ; powy- ej 79 zaledwie kilka taksonów jest zdolnych do prze ycia. Œwiadectwa podwy szonego zasolenia w triasie œrodkowym Fatricum s¹ powszechne w ladynie, w postaci pseudomorfoz po gipsie oraz anhydrycie (Rychliñski & Szulc, 2005; Jaglarz & Rychliñski, 2010). Utwory te nie zawieraj¹ skamienia³oœci œladowych, a wystêpowanie nielicznych struktur bioturbacyjnych jest niepewne. Przypuszczalnie zasolenie wód basenu Fatricum w ladynie przekracza³o wartoœci progowe dla infauny ryj¹cej w osadzie. W osadach anizyku równie wystêpuj¹ pseudomorfozy po ewaporatach, choæ jest ich nieco mniej (Rychliñski, 2008). Ponadto wskaÿnikiem podwy szonego zasolenia wód zbiornika jest niewielka iloœæ fauny w tych osadach oraz brak fauny stenohalinowej (Ekdale, 1988; Fürsich, 1994). Prawdopodobnie, podwy szone zasolenie powodowa- ³o stratyfikacjê wód, a w konsekwencji obni enie zawartoœci tlenu na dnie zbiornika, co poœrednio potwierdza równie ciemna barwa wapieni œrodkowego triasu. Mo na przypuszczaæ, e i ten czynnik zwiêksza³ stres œrodowiskowy, prowadz¹cy do dalszej redukcji ró norodnoœci bentosu. Lokalnie, np. w profilu Skoruœniaka, horyzonty zbioturbowane pojawiaj¹ siê powy ej warstw kalkarenitów, interpretowanych jako tempestyty, po których depozycji warunki tlenowe przy dnie ulega³y okresowemu polepszeniu. W takich przypadkach dochodzi³o do zasiedlania dna przez zespo³y oportunistów. Podobne przyk³ady znane s¹ z jury i kredy Ameryki Pó³nocnej (Pemberton i in., 1992; Gibert & Ekdale, 2002). Struktury bioturbacyjne s¹ czêœciowo zmienione przez procesy diagenetyczne. W osadach anizyku czêœæ struktur uleg³a selektywnej dolomityzacji lub sylifikacji. Na ysankach i Wielkim Kopieñcu pierwotne wype³nienia Balanoglossites isp. uleg³y dolomityzacji, podczas gdy osad otaczaj¹cy pozosta³ niezmieniony (ryc. 5C F, 6), a w profilu Szalonego Wierchu wype³nienia?balanoglossites isp. zosta³y zsylifikowane, a osady t³a nie (ryc. 4E). Powszechna jest tak e stylolityzacja (ryc. 4C), czêsta na granicy wype³nieñ nor. Procesy te, a tak e diagenetyczne przekszta³cenia kryszta³ów w osadach wêglanowych, znacznie zatar³y wyrazistoœæ skamienia³oœci œladowych i struktur bioturbacyjnych. Balanoglossites w wapieniu muszlowym Niemiec wystêpuje pospolicie w ichnofacji Glossifungites, w twardych (hardgrond) i spoistych (firmground) dnach rozwiniêtych na kalcylutytach (Knaust, 1998, 2008), w asocjacji ze skamienia³oœciami œladowymi typowymi dla ichnofacji Cruziana. Wystêpowanie tego ichnorodzaju nie zaprzecza, lecz poœwiadcza obecnoœæ ichnofacji Cruziana oraz wskazuje na podwy szon¹ spoistoœæ osadu w zawieraj¹cej go warstwie z profilu ysanek. Wystêpowanie kalkarenitu w norach bez œcian i wyraÿnego zaklêœniêcia kompakcyjnego w Balanoglossites potwierdza tak¹ interpretacjê. Brak przejawów dr¹ enia osadu i ostrej granicy nieci¹g³oœci w stropie przemawiaj¹ raczej za obecnoœci¹ dna spoistego ni twardego, zwi¹zanego z krótk¹ przerw¹ w sedymentacji. Warstwa z Balanoglossites na ysankach nie jest przykryta kalkarenitem, co wskazuje na transport ziaren o frakcji piaskowej bez depozycji (bypassing), dla których nory stanowi³y pu³apkê. Nie jest wykluczone, e wype³nienie kalkarenitowe Balanoglossites to jedyny przejaw sedymentacji sztormowej, gdzie osad sztormowy nie zachowuje siê w postaci warstwy, lecz jedynie w wype³nieniach nor, analogicznie do tzw. tempestytów tabularnych (tubular tempestites), znanych ze wspó³czesnych œrodowisk na Karaibach (Wanless i in., 1987; Tedesco & Wanless, 1991). Tak e na szczycie Wielkiego Kopieñca poni ej warstwy kalkarenitu wystêpuje?balanoglossites isp., lecz sytuacja jest tu mniej czytelna ni na ysankach. Z klastycznych osadów olenku Tatricum, Hronicum i Silicicum na S³owacji opisano skamienia³oœci œladowe ichnofacji Skolithos, w tym Diplocraterion, które interpretowano jako osady strefy miêdzyp³ywowej i ni ejp³ywowej (Olšavský & Šimo, 2007; Šimo & Olšavský, 2007). Ubogi zespó³ ichnoskamienia³oœci w olenku Fatricum, ograniczony dodatkowo jedynie do kilku ³awic, wskazywaæ mo e na zmienne warunki paleoekologiczne w zbiorniku, zwi¹zane ze stopniow¹ transgresj¹ (Olšavský & Šimo, 2007). Dowodzi to utrzymywania siê p³ytkiego, rozleg³ego morza na obszarze kilku jednostek tektoniczno-facjalnych. W takim morzu, w suchym klimacie, bardzo ³atwo o podwy szone 1085

zasolenie. To samo dotyczy wapieni i dolomitów anizyku, w których wystêpuj¹ s³abo zró nicowane ichnozespo³y ichnofacji Cruziana, znane z wielu profili Karpat wewnêtrznych (np. Šimo, 2005; Jaglarz & Uchman, 2010). Podziêkowania Autorzy sk³adaj¹ podziêkowania Dyrekcji Tatrzañskiego Parku Narodowego za pozwolenie na przeprowadzenie badañ terenowych, które zosta³y sfinansowane z grantu MNiSW nr PB N307 031 32/1609 (T.R.) oraz Uniwersytetu Jagielloñskiego (fundusz BW) (A.U.). Autorzy dziêkuj¹ równie prof. M. Szulczewskiemu (Uniwersytet Warszawski) oraz dr hab. G. Pieñkowskiemu (Pañstwowy Instytut Geologiczny) za zrecenzowanie artyku³u. Literatura ANDRUSOV D., BYSTRICKÝ J. & FUSÁN O. 1973 Outline of the structure of the West Carpathians. [W:] X Congress of Carpathian- Balkan Geological Association. Introductory Excursion Guidebook. Geologický Ústav Dionýza Štúra, Bratislava. BAC-MOSZASZWILI M., BURCHART J., G AZEK J., IWANOW A., JAROSZEWSKI W., KOTAÑSKI Z., LEFELD J., MASTELLA L., OZIMKOWSKI W., RONIEWICZ P., SKUPIÑSKI A. & WESTWA- LEWICZ-MOGILSKA E. 1979 Mapa Geologiczna Tatr Polskich w skali 1:30000. Wyd. Geol., Warszawa. BRENCHLEY P.J. & HARPER D.A.T. 1998 Palaeoecology. Chapman & Hall, London. BROMLEY R.G. 1996 Trace Fossils, Biology, Taphonomy and Applications. Unwin Hyman Ltd., London. EKDALE A.A. 1988 Pitfalls of paleobathymetric interpretations based on trace fossil assemblages. Palaios, 5: 464 472. EKDALE A.A., BROMLEY R.G. & PEMBERTON S.G. 1984 Ichnology. The Use of Trace Fossils in Sedimentology and Stratigraphy. Society of Economic Paleontologist and Mineralogist Short Course, 15, Tulusa. FARROW G.E. 1966 Bathymetric zonation of Jurassic trace fossils from the coast Yorkshire, England. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2: 103 151. FEIST-BURKHARDT S., GÖTZ A.E., SZULC J., BORKHATARIA R., GELUK M., HAAS J., HORNUNG J., JORDAN P., KEMPF O., MICHALÍK J., NAWROCKI J., REINHARDT L., RICKEN W., RÖHLING H.G., RÜFFER T., TÖRÖK Á. & ZÜHLKE R. 2008 Triassic. [W]: McCann T. (red.) The Geology of Central Europe. Vol. 2 Mesozoic and Cenozoic. Geol. Soc., London: 749 821. FREY R.W., CURRAN A.H. & PEMBERTON G.S. 1984 Tracemaking activities of crabs and their environmental significance: the ichnogenus Psilonichnus. Journ. Paleont., 58: 511 528. FÜRSICH F.T. 1974 Ichnogenus Rhizocorallium. Paläont. Zeitschrift, 48: 16 28. FÜRSICH F.T. 1994 Palaeoecology and evolution of Mesozoic salinitycontrolled benthic macroinvertebrate assoaciations. Lethaia, 26: 327 346. FÜRSICH F.T. & MAYR H. 1981 Non-marine Rhizocorallium (trace fossil) from the Upper Freshwater Molasse (Upper Miocene) of southern Germany. N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 6: 321 333. GIBERT J.M. & EKDALE A.A. 2002 Ichnology of restricted epicontinental sea, Arapien Shale, Middle Jurassic, Utah, USA. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 183: 275-286. HAKES W.G. 1976 Trace fossils and depositional environment of four clastic units, Upper Pennsylvanian megacyclothems, northeast Kansas. The University of Kansas, Palaeont. Contributions, 63: 1 46. JAGLARZ P. & RYCHLIÑSKI T. 2010 Uwagi do nomenklatury ska³ wêglanowych triasu tatrzañskiego. Prz. Geol., 58: 327 334. JAGLARZ P. & UCHMAN A. 2010 Vermicular limestones as hipersaline facies. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 292: 71 81. KASIÑSKI J.R., CZAPOWSKI G. & G SIENICA-SZOSTAK M. 1978 Uwagi o genezie wapieni robaczkowych. Prz. Geol., 26: 151 155. KA MIERCZAK J. & PSZCZÓ KOWSKI A. 1969 Burrows of Enteropneusta in Muschelkalk (Middle Triassic) of the Holy Cross Mountains, Poland. Acta Palaeont. Pol., 14: 299 324. KEIGHLEY D.G. & PICKERILL R.K. 1995 The ichnotaxa Palaeophycus and Planolites: historical perspectives and recommendations. Ichnos, 3: 301 309. KNAUST D. 1998 Trace fossils and ichnofabrics on the Lower Muschelkalk carbonate ramp (Triassic) of Germany: tool for highresolution sequence stratigraphy. Geol. Rundsch., 87: 21 31. KNAUST D. 2007 Invertebrate trace fossils and ichnodiversity in shallow-marine carbonates of the German Middle Triassic (Muschelkalk). [W:] Bromley R.G., Buatois L.A., Mángano M.G., Genise J.F. & Melchor R.N. (red.) Sediment organism interactions: A multifaceted ichnology. SEPM, Spec. Publ., 88: 223 240. KNAUST D. 2008 Balanoglossites Mägderfrau, 1932 from the Middle Triassic of Germany: part of a complex trace fossil probably produced by burrowing and boring polychaetes. Paläont. Zeitschrift, 82: 347 372. KOTAÑSKI Z. 1955 Wapienie robaczkowe œrodkowego triasu serii wierchowej Tatr. Acta Geol. Pol., 5: 343 362. KOTAÑSKI Z. 1959 Profile stratygraficzne serii wierchowej Tatr polskich. Biul. Inst. Geol., 139: 7 139. KOTAÑSKI Z. 1961 Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeografii pasma wierchowego w Tatrach. Acta Geol. Pol., 11: 187 476. KOTAÑSKI Z. 1963 Stratygrafia i litologia triasu regli zakopiañskich. Acta Geol. Pol., 13: 317 385. KOTAÑSKI Z. 1971 Przewodnik geologiczny po Tatrach. Wyd. Geol., Warszawa. KOTAÑSKI Z. 1979a Pozycja Tatr w obrêbie Karpat Zachodnich. Prz. Geol., 27: 359 369. KOTAÑSKI Z. 1979b Trias tatrzañski. Prz. Geol., 27: 369 377. MICHALÍK J. 1993 Mesozoic tensional basin in the Alpine- Carpathian shelf. Acta Geol. Hungar., 36: 395 403. MICHALÍK J. 1994 Notes on the paleogeography and paleotectonics of the Western Carpathians area during the Mesozoic. Mitt. Österr. Geol. Ges., Wien, 86: 101 110. NIED WIEDZKI R. & SALOMON M.A. 2006 Triassic crinoids from the Tatra Mountains and their stratigraphic significance (Poland). Geol. Carpath., 57: 69 77. OLŠAVSKÝ M. & ŠIMO V. 2007 Diplocraterion conspicuous ichnofacies feature of the Lower Triassic formations in the Western Carpathians. Miner. Slov., 39: 173 184. PASSENDORFER E. 1961 Rozwój paleogeograficzny Tatr. Rocz. Pol. Tow. Geol., 30: 351 381. PEMBERTON S.G. & FREY R.W. 1982 Trace fossil nomenclature and the Planolites-Palaeophycus dilemma. Journ. Paleont., 56: 843 881. PEMBERTON S.G., MACEACHERN J.A., RANGER M.J. 1992 Ichnology and event stratigraphy: The use of trace fossils in recognizing tempestites. SEPM, Soc. Sed. Geol., Core Workshop Notes, 17: 85 117. PEMBERTON S.G., SPILA M., PULHAM A.J., SAUNDERS T., MACEA- CHERN J.A., ROBBINS D. & SINCLAIR I.K. 2001 Ichnology and sedimentology of shallow to marginal marine systems: Ben Nevis and Avalon Reservoirs, Jeanne D Arc Basin. Geol. Assoc. Can., Short Course Notes, 15. RYCHLIÑSKI T. 2008 Ewolucja basenu Fatricum w Tatrach od póÿnego oleneku do noryku. Praca doktorska. Arch. Bibl. Inst. Nauk Geol. Uniw. Jagielloñskiego. RYCHLIÑSKI T. & SZULC J. 2005 Facies and sedimentary environments of the Upper Scythian-Carnian succession from the Belanské Tatra Mts., Slovakia. Ann. Soc. Geol. Pol., 75: 155 169. RYCHLIÑSKI T., JAGLARZ P., BUCUR I.I., HAGDORN H. & IVANOVA D. 2008 New palaeontological data from the Triassic of Wierchowa and Kri na Units (Tatra Mts.). 9 th Paleontological Conference, Warszawa, 10 11.09.2008: 80 82. RYCHLIÑSKI T. & JAGLARZ P. 2009 Trias Tatricum i Fatricum. [W:] Uchman A. & Chowaniec J. (red.) Mat. Konf. LXXIX Zjazdu Naukowego Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Bukowina Tatrzañska, 27 30.09.2009. Pañstw. Inst.Geol., Warszawa: 190 202. RYCHLIÑSKI T. & UCHMAN A. 2009 Skamienia³oœci œladowe klastyczno-wêglanowych osadów dolnego i œrodkowego triasu jednostki Fatricum w Tatrach. [W:] Uchman A. & Chowaniec J. (red.) 2009. Mat. Konf. LXXIX Zjazdu Naukowego Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Bukowina Tatrzañska, 27 30.09.2009. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 219. SCHLIRF M. 2000 Upper Jurassic trace fossils from the Boulonnais (northern France). Geol. Palaeont., 34: 145 213. SOKO OWSKI S. 1959 Zarys geologii Tatr. Biul. Inst. Geol., 149: 19 98. ŠIMO V. 2005 Anizyjskie skamienia³oœci œladowe z formacji Vysoka. Prz. Geol., 53: 884. ŠIMO V. & OLŠAVSKÝ M. 2007 Diplocraterion parallelum Torell, 1870, and other trace fossils from the Lower Triassic succession of the Drienok Nappe in the Western Carpathians, Slovakia. Bull. Geosci., 82: 165 173. SUGDEN W. 1963 The hydrology of the Persian Gulf and its significance in respect to evaporate deposition. Amer. Journ. Sci., 261: 741 755. TEDESCO L.P. & WANLESS H.R. 1991 Generation of sedimentary fabrics and facies by repetitive excavation and storm infilling of burrow networks, Holocene of South Florida and Caicos Platform, B.W.I. Plaios, 6: 326 343. UCHMAN A. 1992 Ichnogenus Rhizocorallium in the Paleogene flysch (Outer Western Carpathians, Poland). Geol. Carpath., 43: 57 60. WANLESS H.R., TEDESCO L.P. & TYRRELL K.M. 1987 Production of subtidal tubular and surficial tempestites by hurricane Kate, Caicos Platform, British West Indies. Journ. Sediment. Petrol., 58: 739 750. WIECZOREK J. 2000 Mesozoic evolution of the Tatra Mountains (Carpathians). Mitt. Ges. Geol. Bergbaust., Wien, 44: 241 262. Praca wp³ynê³a do redakcji 2.03.2010 r. Po recenzji akceptowano do druku 28.07.2010 r. 1086