Sesja Terenowa A. Górna Kreda Niecki Miechowskiej I Miocen Północnej Części Zapadliska Przedkarpackiego

Aktualizm i antyaktualizm w paleontologii

Sesje terenowe Fig. 1. Mapa rozmieszczenia utworów kredowych i mioceńskich na terenie segmentu miechowskiego i przyległej części zapadliska przedkarpackiego. Rozmieszczenie utworów kredy na podstawie Dadlez et al., (2000) (zmienione), zasięg utworów miocenu w oparciu o prace Radwań- skiego (1969, 1973, uproszczone) oraz mapa rozmieszczenia utworów kredy na terenie Polski (na podstawie Żelaźniewicz et al., 2011). Usunięto utwory młodsze od kredy, z wyjątkiem miocenu zapadliska przedkarpackiego. Sesja terenowa A Górna kreda niecki miechowskiej i miocen północnej części zapadliska przedkarpackiego

Michał Stachacz, Agata Jurkowska & Elżbieta Machaniec

Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; e-mail: [email protected], [email protected], [email protected]

Wstęp szarymi marglami, które ku górze przechodzą w opoki (Michał Stachacz & Agata Jurkowska) z czertami, a następnie zapiaszczone opoki bez czertów. Suk- cesję kończą dolnomastrychckie silnie zapiaszczone opoki. Celem wycieczki jest zapoznanie uczestników z odsłonię- Od wyższej części kampanu górnego do wyższej części ma- ciami górnej kredy niecki miechowskiej oraz odsłonięciami strychtu dolnego następuję stopniowe spłycanie zbiornika środkowego miocenu północnej części zapadliska przedkar- i w wyższej części kampanu dolnego morze całkowicie wyco- packiego. Skały górnokredowe obejrzymy w pobliżu Miecho- fuje się z tego terenu. wa oraz koło Buska Zdroju a skały miocenu koło Buska Zdroju i rejonie Szydłowa. Miocen północnej części zapadliska przedkarpackiego Górna kreda niecki miechowskiej Pod względem geologicznym badany obszar znajduje się W czasie sesji terenowej zostaną zaprezentowane dwa sta- w brzeżnej, północnej części zapadliska przedkarpackiego, na nowiska kredowe, w których odsłaniają się utwory cenoma- południowym przedpolu Gór Świętokrzyskich, które wyzna- nu, turonu i koniaku (Skotniki Górne) oraz kampanu czały brzeg morskiego zbiornika w środkowym miocenie (Fig. środkowego (Rzeżuśnia) (Fig. 1). Oba stanowiska znajdują się 1). Detrytyczne i węglanowe skały środkowego miocenu two- na terenie segmentu miechowskiego stanowiącego najbar- rzą nieciągły pas wychodni wzdłuż południowych stoków dziej południową część synklinorium szczecińsko-miechow- Gór Świętokrzyskich, od okolic Pińczowa na zachodzie po skiego (Żelaźniewicz et al., 2012). Segment miechowski Sandomierz na wschodzie. Na południe od tego pasa mułow- wypełniony jest osadami kredowymi (górny alb-dolny ma- ce miocenu wypełniają niemal całe zapadlisko przedkarpac- strycht), które zalegają niezgodnie na jurajskim podłożu, kie i widoczne są głównie w sztucznych odsłonięciach. a w centralnej i południowej części przykryte są przez osady Analogiczne osady miocenu środkowego kontynuują pas wy- mioceńskie (Radwański, 1968). Kredową sukcesję badanego chodni także dalej ku wschodowi (obszar Roztocza) wycho- obszaru można podzielić na dwie części: dolną albsko-santoń- dzący poza granicę Polski na teren Ukrainy, gdzie tworzą ską, którą cechują osady skondensowane z licznymi lukami wychodnie na wielkim obszarze (Wysocka, 2002 i cytowana i nieciągłościami (np., Sujkowski, 1926, 1931; Kowalski, 1948; tam literatura). Walaszczyk, 1992), w centralnej i północnej części niecki W podłożu osadów mioceńskich, w rejonie Chmielnika znana jedynie z wierceń oraz górną kampańsko-dolnoma- występują nieznacznie wychylone utwory górnojurajskie strychcką, która wykształcona jest jako monotonna sukcesja a dalej na południe także górnokredowe. W okolicach Szy- węglanowa (opoki z wkładkami marglistymi) o największej dłowa i Osówki podłoże stanowią również słabo wychylone miąższości powyżej 450 m (Hakenberg & Świdrowska, 1998) skały triasowe, natomiast dalej na wschód, od Kotuszowa po i wypełnia centralną część niecki. W cenomanie niemal cały Sandomierz skały miocenu zalegają bezpośrednio na mocno obszar pozakarpackiej Polski południowej zalany był przez sfałdowanych skałach systemu dolnokambryjskiego, odsła- morze, co stanowiło kontynuację transgresji, która rozpoczęła niających się częściowo na powierzchni (Kotuszów, Kuro- się już w albie. Morze wkraczało stopniowo na obszar niecki zwęki, Sandomierz). Miejscami pomiędzy skałami kambru miechowskiej, dlatego często bezpośrednio na utworach jury, a miocenu zalegają skały dolnego dewonu, odsłaniające się spoczywają osady górnego cenomanu (Skotniki Górne) lub w oknach erozyjnych pośród utworów mioceńskich (np. turonu (Walaszczyk, 1992). Skały cenomańskie wykształcone w okolicach Chańczy) (Romanek, 1958; Wróblewski & Wró- są jako zlepieńce oraz piaski glaukonitowe, które ku górze blewska, 1996). Skały mezozoiku odsłaniają się w kilku miej- przechodzą w turońskie wapienie, margle oraz opoki. Koniak scach w pobliżu trasy wycieczki, natomiast skały paleozoiku wykształcony jest jako margle, opoki oraz wapienie margli- – na wschód od tego obszaru. Na całym obszarze osady mio- ste. Osady cenomanu, turonu i koniaku w centralnej i połu- cenu zalegają poziomo i nie wykazują zaburzeń tektonicz- dniowo-zachodniej części niecki cechują się niewielką nych. miąższością (zwykle kilka metrów), lecz wzrasta ona gwał- townie do ok. 100 metrów w północno-wschodniej części Zapadlisko przedkarpackie na tle basenu Parate- niecki (Walaszczyk, 1992). Spągową część santonu cechuje tydy duża domieszka kwarcu i glaukonitu, których udział zmniej- Opisywany tu obszar był w środkowym miocenie częścią sza się ku górze profilu, gdzie dochodzi do ujednolicenia facji, centralnej Paratetydy, jednym ze zbiorników, powstałych na pojawiają się opoki i margle. Jest to efekt wzrastającej subsy- skutek ruchów płyt tektonicznych oraz zmian oceanograficz- dencji w basenie duńsko-polskim, gdzie doszło do „skonsu- nych i paleogeograficznych na granicy eocenu i oligocenu. mowania” części progu krakowskiego, który stanowił obszar Wynoszenie łańcucha alpejskiego w tym czasie doprowadziło alimentacyjny dla osadów niższej części kredy górnej (Wa- do podziału oceanu Tetydy. Skutkiem tych procesów geody- laszczyk, 1992). Rutkowski (1965) wyróżnił w osadach kam- namicznych był zanik Tetydy i powstanie Morza Śródziem- panu i mastrychtu dolnego Wyżyny Miechowskiej trzy cykle nego oraz Paratetydy. We wczesnym badenie (odpowia- sedymentacyjne, rozpoczynające się zjawiskami rozmywania dającemu langowi w strefie śródziemnomorskiej) miała miej- i sedymentacją osadów piaszczysto-glaukonitowych, które sce transgresja obejmująca cały obszar śródziemnomorski stanowią poziomy korelacyjne, a także są zapisem wydarzeń i wyznaczająca maksymalny północny zasięg Paratetydy. Był regionalnych i globalnych. Skały kampanu rozpoczynają się to okres wyraźnego ocieplenia wód, które zaznaczyło się ma- 75 sowym rozwojem organizmów ciepłolubnych (głównie du- Nieczynny kamieniołom położony około 8 kilometrów na żych otwornic i glonów koralinowych). Na początku środko- południowy-zachód od Miechowa, w miejscowości Rzeżuśnia wego miocenu warunki sedymentacji w środkowej (Fig. 2). GPS: N 50°20ʹ9.98ʺ; E 19°58ʹ15.53ʹ; wys. 300 m n.p.m. i wschodniej Paratetydzie były podobne. Regresja w środko- wym lub późnym badenie doprowadziła do częściowej izolacji Litologia, makrofauna i interpretacja środowiska basenów, powodując odmienny przebieg sedymentacji zwią- sedymentacyjnego zanej między innymi ze wzrostem lub obniżeniem zasolenia. (Agata Jurkowska) W sarmacie nastąpiło odizolowanie basenu Paratetydy od W kamieniołomie widoczny jest 13-metrowy profil kam- Morza Śródziemnego, co według tradycyjnej koncepcji dopro- pańskich opok z czertami, które ku górze przechodzą w opoki wadziło do wysłodzenia wód Paratetydy. W tym czasie w po- bardziej margliste bez czertów. Powyżej 4 metra czerty nie szczególnych częściach Paratetydy panowały bardzo występują, pojawiają się natomiast przewarstwienia margliste odmienne warunki i silne zróżnicowanie bioprowincjonalne, o miąższościach do 10 centymetrów. Pod względem mikrofa- uwarunkowane chemizmem wód (Rögl, 1998). Niektóre bada- cjalnym opoki reprezentują pakston otwornicowo-spikulowy, nia sugerują jednak, że ta tradycjna interpretacja o brakicz- miejscami spikulowo-otwornicowy. Z pozostałych bioklastów nym morzu sarmackim powinna zostać zweryfikowana (Piller stwierdzono muszle małżów, szkarłupnie (głównie kolce je- & Harzhauser, 2005). żowców). Ze składników detrytycznych stwierdzono liczne W miocenie miały miejsce ruchy nasuwcze skierowane ku ostrokrawędziste (10–15 µm) ziarna kwarcu i pojedyncze północy i północnemu wschodowi, spowodowane subdukcją ziarna glaukonitu. Karpat zewnętrznych pod mikropłytę słowacko-panońską. W obrębie opok stwierdzono dwa horyzonty wzbogacone W późnym otnangu (wczesny miocen), na styku czoła aktyw- w skamieniałości (inoceramy, bakulitesy, fragmenty gąbek nej pryzmy akrecyjnej i płyty przedpola uformował się flek- i ślimaków) w glaukonitowych otoczkach (Fig. 3A–B). Ośród- suralny basen przedgórski. Basen ten był zasypywany ki wewnętrzne nie wykazują kierunkowego ułożenia i za- materiałem silikoklastycznym (molasą) pochodzącymi z erozji chowane są w sposób fragmentaryczny. Na powierzchni Karpat. W zapadlisku przedkarpackim osady miocenu wystę- amonitów stwierdzono liczne ichnoskamieniałości Chondrites pują zarówno pod nasuniętymi płaszczowinami karpackimi (Fig. 3B, F). Geneza tych horyzontów nie została do tej pory (część wewnętrzna zapadliska), jak i na powierzchni (zapadli- rozpoznana, jednak można przypuszczać, że są zapisem spo- sko zewnętrzne). Osady miocenu występują także w obrębie wolnienia lub krótkotrwałego wstrzymania sedymentacji. sfałdowanych utworów turbidytowych płaszczowin Karpat Widoczne w kamieniołomie opoki reprezentują kampan zewnętrznych oraz na płaszczowinach jako pofałdowa pokry- środkowy, poziom inoceramowy „Inoceramus” azerbaydaje- wa transgresywna. Pod nasunięciami karpackimi występują nisis-vorhelmensis (Jagt et al., 2004; Świerczewska-Gładysz & lądowe osady miocenu wczesnego i morskie osady miocenu Jurkowska, 2013), poziom ten został rozpoznany na terenie środkowego. W zapadlisku zewnętrznym i w pofałdowej po- Polski tylko w okolicach Buska-Zdroju (Walaszczyk et al., krywie na płaszczowinach karpackich zalegają jedynie mor- 2008). skie osady miocenu środkowego (badenu i sarmatu) Skamieniałości są stosunkowo liczne, dominują gąbki (He- (Oszczypko, 2001). xactinellida), małże (głównie inoceramy: „Inoceramus” vor- W północnej części zapadliska przedkarpackiego, morze helmensis (Walaszczyk, 1997) (Fig. 3C), „Inoceramus” w środkowym miocenie opierało się o południowe zbocza Gór azerbaydajensis Aliev, 1939 (Fig. 3E), Cataceramus ellipticus Świętokrzyskich. W tym czasie ruchy górotwórcze w Karpa- (Giers, 1964) (Fig. 3D), także „Pecten” sp., Spondylus sp., tach nie miały istotnego wpływu na sedymentację w brzeżnej Gyropleura sp.), amonity (bakulitesy) i rzadsze ślimaki (Tur- północnej części zapadliska, tak więc osady molasowe nie są ritella sp.), jeżowce (Fig. 3H), (Echinocorys sp., Micraster sp.) w obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich tak rozpowszechnione, jak oraz ichnoskamieniałości. Ponadto Świerczewska-Gładysz & w centrum i na południu zapadliska. Osady miocenu w obrze- Jurkowska (2013) stwierdziły występowanie gąbek Lyssaci- żeniu Gór Świętokrzyskich nie są również zaburzone tekto- nosida (Fig. 3G), które do tej pory z utworów kredowych nicznie. w Polsce opisywane były jako trawy morskie. Gąbki te są wskaźnikami paleoekologicznymi warunków głębszego śro- dowiska o spokojnej sedymentacji. Ponadto Jurkowska & Punkt 1 : Rzeżuśnia Uchman (w druku) opisali z tego kamieniołomu ichnoska- (Agata Jurkowska & Elżbieta Machaniec) mieniałości Lepidenteron lewesiensis (Mantell, 1822), zwy-

Fig. 2. Widok kamieniołomu w Rzeżuśni. Fot. Alfred Uchman. 76 czajowo określane jako Terebella, które wykonywane były Arenobulimina sp., Ataxophragmium sp., Gaudryina creta- przez ryjące drapieżniki lub padlinożerców polujących na ry- cea, Marsonella oxycona. by. Wśród otwornic planktonicznych dominują formy bezli- Opoki kampańskie osadziły się w spokojnym (brak abrazji stewkowe (nie posiadające listewki brzeżnej), reprezentowa- elementów szkieletowych, silny stopień zbioturbowania osa- ne głównie przez Archaeoglobigerina cretacea, A. blowi, du), stosunkowo głębokim (występowanie gąbek Lyssacinosi- Globigerinelloides bolli, G. prairehillensis, Hedbergella da – Świerczewska-Gładysz & Jurkowska, 2013) zbiorniku holmdelensis, H. monmouthensis, Heterohelix globulosa, H. o miękkim podłożu (bentoniczne jeżowce, obecność ryzo- reussi, Rugoglobigerina rugosa. W górę profilu wzrasta fre- idów). Utwory te są przejściowe pomiędzy dolno kampański- kwencja i zróżnicowanie otwornic planktonicznych z listew- mi, słabo zapiaszczonymi opokami, a silnie zapiaszczonymi kami brzeżnymi. Otwornice z tej grupy ekologicznej górnokapamańskimi opokami bez czertów. reprezentowane są przez najliczniej występujące Globotrun- cana bulloides, G. arca, G. linneiana, G. canaliculata, Badania stratygraficzne w kamieniołomie Rzeżuśnia przepro- a w wyższej części profilu pojawiają się pojedyncze formy wadzono w ramach realizacji projektu sfinansowanego ze Globotruncanita stuarti. środków Narodowego Centrum Nauki przyznanych na pod- Brak otwornic indeksowych Globotruncana elevata, Glo- stawie decyzji numer: PRO – 2011/01/NST10/07717. botrunacana ventricosa, Radotruncana calcarata definiują- cych granice poszczególnych poziomów standardowej zonacji Biostratygrafia i środowisko sedymentacyjne na otwornicowej (wg Caron, 1984; Robaszyński & Caron, 1990; podstawie otwornic Premoli-Silva & Verga, 2004 i in.) mających zastosowanie (Elżbieta Machaniec) głównie dla niskich szerokości geograficznych stref tetydz- Skały występujące w kamieniołomie Rzeżuśnia zawierają kich, spowodował konieczność ustalenia nowej lokalnej zo- liczne i dobrze zachowaną mikrofaunę otwornicową jak rów- nacji otwornicowej. Na podstawie gatunków nież kalisfery. Skorupki otwornic są stosunkowo dobrze za- charakterystycznych zaproponowano nowe poziomy otwor- chowane. Większość skorupek jest wypełniona osadem, nicowe planktoniczne: Globotruncana div. sp., Rugoglobige- jedynie nieliczne skorupki otwornic planktonicznych są pu- rina rugosa, Globotruncanita stuarti. Na podstawie zasięgów ste. Fauna otwornicowa wykazuje słabe zróżnicowanie takso- występowania tych otwornic wiek skał odsłaniających się nomiczne. Najliczniej występują otwornice bentoniczne w Rzeżuśni określono na środkowy kampan. wapienne o dużym zróżnicowaniu gatunkowym, wśród któ- Zmiany w składzie taksonomicznym oraz morfotypach rych zidentyfikowano następujące formy: Stensioeina cle- w obrębie zespołów otwornicowych dostarczają istotnych in- mentiana, S. exculpta, S. beccariformis, Gavelinella formacji o zmianach środowiskowych takich jak m.in. głębo- montrelensis, G. danica, G. costulata, Cibicides excavatus, C. kość basenu sedymentacyjnego, trofia czy chemizm wód. Na beaumontensis, Pullenia cretacea, Frondicularia linearis, Pra- podstawie ilościowej i jakościowej analizy morfotypów ebulimina carseyane, Bolivinoides decoratus, B. incrassatus, otwornic bentonicznych (patrz Olsson & Nyong, 1984; Cor- Neoflabelina reticulata. Otwornice bentoniczne aglutynujące liss & Chen, 1988), rozpoznano przewagę epifauny wskazu- są nieliczne, reprezentowane przez: Ammodiscus cretaceous, jącej, iż na dnie basenu dominowały warunki oligotroficzne,

Fig. 3. Skamieniałości występujące w kamieniołomie Rzeżuśnia. A – horyzont z nagromadzoną fauną (inceramy, bakulitesy), kampan środko- wy. B – bakulitesy z glaukonitowymi obwódkami z horyzontu wzbogaconego w faunę. C – „Inoceramus” vorhelmensis (Walaszczyk, 1997) z opok bez czertów, kampan środkowy. D – Inoceramus aff. balticus z opok bez czertów, kampan środkowy. E – „Inoceramus” azerbaydajensis Aliev, 1939 z opok bez czertów, kampan środkowy. F – amonit z widocznymi na powierzchni ichnoskamieniałościami Chondrites, kampan środkowy. G – igły bazalne gąbek Lyssacinosida z opok z czertami, kampan środkowy. H – jeżowiec ?Echinocorys sp., z opok bez czertów, kampan środkowy. 77 incydentalnie przerywane wzrostem zawartości substancji wincji przejściowej (Scheibnerova, 1971), co potwierdza organicznej związanej z dostawą materiału silkoklastycznego, istnienie połączenia pomiędzy basenem morza epikontynen- w tym o frakcji ilastej. W badanym zespole otwornicowym talnego z oceanem tetydzkim (por. Gasiński, 1997; 1998; przeprowadzona została analiza współczynnika stosunku Marcinowski & Gasiński, 2002) jednakże wpływy borealno- udziału procentowego otwornic planktonicznych do udziału tetydzkie występowały w bardziej ograniczonym zakresie niż procentowego otwornic bentonicznych, który wskazuje, że miało to miejsce w okresie od cenomanu do santonu (Ale- sedymentacja odbywała się w strefie batymetrycznej odpo- xandrowicz, 1956, 1959; Pożaryski & Witwicka, 1956; Peryt, wiadającej głębokościom od środkowego po zewnętrzny szelf. 1980). Badany planktoniczny zespół otwornicowy charakteryzuje się Reasumując, przeprowadzona analiza mikroskamieniałości, dominacją form o nieskomplikowanej budowie morfologicz- pozwoliła na wyznaczenie lokalnych poziomów otwornico- nej, nie posiadających listewki brzeżnej, które preferują strefę wych, które skorelowano z poziomem inoceramowym „Ino- przypowierzchniową (epipelagiczną) i optymalne głębokości ceramus” azerbaydajenisis-vorhelmensis (Jagt et al., 2004; do 50 metrów. Formy zaliczane do tej grupy charakteryzują Walaszczyk et al., 2008). Jednakże trzy poziomy otwornicowe się krótkim cyklem życiowym oraz wysokim potencjałem wyznaczają szerszy zakres wiekowy, obejmujący cały środ- rozrodczym i szerokim rozprzestrzeniem geograficznym, są to kowy kampan. oportuniści, tzw. r-stratedzy (por. Gasiński, 1997). Do tej grupy zaliczane są następujące rodzaje: Heterohelix, Hedbergel- la, Globgerinelloides. W badanej sekwencji zaobserwowano Punkt 2. Kamieniołom na Zajęczej Górze, cykliczne, stosunkowo niewielkie zmiany udziału procento- Skotniki Górne wego 1%-12%, ornamentowanych otwornic planktonicznych (Agata Jurkowska & Michał Stachacz) z listewkami brzeżnymi, z tendencją do wzrostu w górnej części profilu. Organizmy te określane są jako wyspecjalizo- Nieczynny kamieniołom położony ok. 10 kilometrów na wani K-stratedzy, które w odniesieniu do r-strategów posia- południowy-zachód od Buska Zdroju, w Skotnikach Górnych, dają zarówno długi okres życiowy jak i niski potencjał na tzw. Zajęczej Górze. GPS: N 50°25ʹ30.24ʹE 20°39ʹ17.49ʹ; rozrodczy. Przedstawicielami tej grupy jest rodzaj Globotrun- wys. 228 m n.p.m. cana. Formy te jako batypelagiczne zamieszkują głębsze oligotroficzne środowisko poniżej 100 metrów, ciepłych, Punkt 2a: Górna kreda stabilnych, ubogich w nutrienty wód, mogą wskazywać za- (Agata Jurkowska) równo na pogłębiające się środowisko (Leckie, 1987; Premoli- Obecnie kamieniołom jest bardzo zarośnięty i najniższe Silva & Sliter, 1999), jak i jednocześnie na zmniejszającą się partie nie są dobrze widoczne. W najniższej, zachodniej partii ilość substancji odżywczych w obrębie słupa wody zbiornika. wyrobiska odsłaniają się gruboławicowe wapienie detrytycz- Wzrost udziału w osadzie otwornic planktonicznych listew- ne górnej jury (kimerydu) (Radwański & Górka, 2012). Stra- kowych koreluje się ze wzrostem ilościowym planktonicz- tygrafia utworów kredy górnej w tym kamieniołomie była nych form wapiennych typu kalcisfery. Pojawienie się dużej przedmiotem badań Walaszczyka (1992). ilości kalcisfer reprezentowanych przez Pithonella sp., które Na wapieniach górnej jury niezgodnie zalegają piaskowce określane są jako wapienne bruzdnice Dinoflagellata, glaukonitowe (ok. 2 m) z konkrecjami fosforytowymi i kwar- (por. Dubicka & Peryt, 2012) interpretowane jest jako wskaź- cem detrytycznym, które reprezentują najniższy cenoman nik zmiany trofizmu wód, z mezotroficznego w oligotroficzne i dolną część środkowego cenomanu (Walaszczyk, 1992). a także przejściowej strefy głębokościowej z nerytycznej do Obecnie ta część profilu jest słabo widoczna. Piaskowce ku oceanicznej (por. Dias-Burito, 2000). górze przechodzą w cienkoławicowe wapienie organodetry- Otwornice, a szczególnie formy planktoniczne, charaktery- tyczne oraz opoki (miejscami z krzemieniami i czertami) zują się paleogeograficzną strefowością. Następujące gatunki: z przeławiceniami marglistymi, należące do dolnego, środko- G. bulloides, H. holmdelensis, H. mountmontensis, R. rugosa, wego oraz prawdopodobnie najniższej części górnego turonu G. prairiehillensis zidentyfikowane w badanym profilu okre- (Walaszczyk, 1992) (Fig. 4). Na granicy pomiędzy cenoma- ślane są jako formy charakterystyczne dla prowincji przej- nem i turonem występuje zabradowane twarde dno. W obrę- ściowej (Scheibnerova, 1971; Peryt, 1990). Obecność tych bie górnoturońskich opok Walaszczyk wydzielił dwie wkładki otwornic w zespole pozwala na stwierdzenie, że badany ob- bentonitów. Pod względem litologicznym dolny koniak sta- szar należał w środkowym kampanie do otwornicowej pro- nowi kontynuację serii późnoturońskiej i wykształcony jest

Fig. 4. Widok ściany kamieniołomu na Zajęczej Górze z monotonnie wykształconymi skałami górnej kredy. Fot. Michał Stachacz. 78 jako margle i opoki z wkładkami wapieni krynoidowych żenia te osiągają 3 cm średnicy i kilkanaście cm głębokości. i inoceramowo-krynoidowych. W spągu koniaku Walaszczyk Zostały one wykonane przez różne małże, głównie z rodza- (1992) rozpoznał tzw. wydarzenie C. brongniarti, charaktery- jów Lithophaga i Aspidopholas. Mniejsze drążenia, tworzące zujące się masowym występowaniem inoceramów z gatunku kręte i rozgałęzione kanały oraz skomplikowane, wielokomo- Cremnoceramus brongniarti (Mantell, 1822). rowe wzory są reprezentowane głównie przez ichnorodzaj Entobia (Fig. 6E-F), tworzony przez gąbki Clionaidae. Punkt 2b: Miocen Obserwując otoczaki zauważyć można, że część z nich (Michał Stachacz) podrążona jest ze wszystkich stron, natomiast niektóre tylko W zachodniej części kamieniołomu odsłania się seria osa- na jednej powierzchni. Ponadto na powierzchniach głazów dów miocenu środkowego, zalegająca niezgodnie na skałach i w niektórych dużych wydrążeniach zauważyć można pozo- jury i kredy. Wśród osadów miocenu dominuje głazowisko stałości muszli drążących małżów (Fig. 6D), małe organizmy, z otoczakami skał mezozoicznych blisko 10 m miąższości, np. mszywioły (Małecki, 1966), otwornice i glony koralinowe. wypełniające lokalne zagłębienie. Zasługujące na szczególną Głazowisko oraz podścielające je skaliste dno strefy brze- uwagę głazowisko zostało opisane przez Radwańskiego gowej są zapisem transgresji we wczesnym badenie, kiedy (1969) i Górkę (2003) a ostatnio przez Radwańskiego i Górkę wkraczające od południa morze oparło się o stoki Gór Swię- (2012) jako jedno z klasycznych odsłonięć miocenu południo- tokrzyskich (Radwański, 1969, 1973). Według interpretacji wego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich dokumentujących Radwańskiego i Górki (2012) materiał głazowiska wypełnia- transgresję morza mioceńskiego. jącego wyerodowaną bruzdę był dostarczany z pobliskiego Lokalne zagłębienie wypełnione otoczakami miocenu ma wybrzeża klifowego pobliskiej wyspy. Materiał jest zróżnico- formę bruzdy i zostało wypreparowane w słabo odpornych wany pod względem składu otoczaków oraz stopnia erozji piaskowcach cenomanu. W głazowisku dominuje słabo uła- mechanicznej i według cytowanych autorów był dostarczany wicona seria otoczaków różnej wielkości: od żwiru, po pół- z różnych kierunków. Przetaczane przez fale głazy były drą- metrowe głazy (Fig. 5A–B). Małe otoczaki i żwir często żone ze wszystkich stron, spoczywające stabilnie na dnie tyl- występują w obrębie matriks pomiędzy dużymi głazami. Oto- ko z jednej strony, natomiast te szybko przysypane kolejną czaki są w różnym stopniu scementowane, od prawie luźnego warstwą otoczaków lub żwiru nie zostały podrążone wcale. żwiru do słabo- lub silnie scementowanego zlepieńca. Late- Duża liczba podrążonych głazów sugeruje, że lokalnie litofagi ralnie głazowisko zazębia się z wapieniami piaszczystymi znajdowały w przybrzeżnym środowisku o wysokiej energii a ku górze przechodzi w krasnorostowe wapienie pińczow- korzystne do życia warunki. Pozostałe po litofagach drążenia skie. były natomiast chętnie wykorzystywane przez organizmy in- Wśród otoczaków dominują odporne na abrazję wapienie krustujące jako schronienie przed wysoką energią. górnej jury, rzadziej wystepują otoczaki skał górnokredo- Wapienie pińczowskie zastępujące lateralnie głazowiska wych. W licznych otoczakach zachowane są skamieniałości oraz występujące powyżej nich zawierają skamieniałości or- śladowe ichnofacji Entobia: drążenia skałotoczy reprezento- ganizmów bentonicznych, głównie glonów koralinowych wanych głównie przez małże, jeżowce, gąbki i pierścienice. i przegrzebków. Cechy tych skał oraz zawarte w nich ska- Najbardziej spektakularne są gęsto rozmieszczone, butelko- mieniałości dowodzą uspokojenia warunków depozycji po watego kształtu drążenia małżów, reprezentowane przez kilka okresie intensywnej erozji pobliskiego klifu. ichnogatunków ichnorodzaju Gastrochaenolites (Fig. 6). Drą-

Fig. 5. Głazowisko w zachodniej części kamieniołomu w Skotnikach. A-B – Nagromadzenie otoczaków różnej wielkości. C-D – Drążenia lito- fagów w otoczakach wapieni górnej jury. 79 Fig. 6. Skamieniałości śladowe ichnofacji Entobia w otoczakach ze Skotnik. A – Gastrochaenolites torpedo. B–D – Gastrochaenolites ispp. E–F – Gastrochaenolites ispp. i Entobia ispp. Paski skali długości 1 cm.

Punkt 3: Zwierzyniec wane ślimaki (Fig. 7). Liczne są małże Mactra (Michał Stachacz) (Sarmatimactra) eichwaldi Laskarew, 1914 (Fig. 9A), Plicati- forma praeplicata (Hilber, 1882) (Fig. 9B) i Loripes dujardini Nieczynna piaskownia. GPS: N 50°30'40.48''; E 20°43'25'' Deshayes, 1850 (Fig. 9C). Wśród ślimaków najliczniej wystę- Na południe od Chmielnika w wielu miejscach odsłaniają puje Granulolabium bicinctum (Brocchi, 1814) (Fig. 9D), czę- się skały tak zwanego sarmatu detrytycznego (lub formacji ste są również: Vermetus sp. (Fig. 9N), Clavatula spp. (Fig. z Chmielnika), obejmującego muły, piaski, żwiry i wapienie 9E–F), Turritella spp. (Fig. 9G), Potamides sp. (Fig. 9H), Tro- detrytyczne (Rutkowski, 1976, Czapowski & Studencka, pidomphalus incrassatus (Kein, 1853) (Fig. 9O) i Cepaea sy- 1984). W pobliżu wsi Zwierzyniec (Fig. 1.), w ścianie nie- lvestrina gottschicki Wenz, 1919 (Fig. 9P). Rzadziej występuje czynnej piaskowni odsłaniają się naprzemianlegle drobno- wiele innych gatunków. Ponadto stwierdzono występowanie ziarniste piaski kwarcowe i zapiaszczone muły warstwowane fragmentów skrzemianiałego drewna (Fig. 9T). Stan zacho- poziomo lub przekątnie bardzo niskokątowo w wielkiej skali. wania skamieniałości jest zróżnicowany: niektóre okazy śli- W najwyższej części ściany znajduje się duża soczewka za- maków posiadają pierwotne ubarwienie muszli wierająca materiał frakcji żwirowej, złożony głównie z bio- (Granulolabium bicinctum, Cepaea sylvestrina gottschicki; klastów oraz porozrywana warstwa bentonitu, natomiast Górka, 2008) a niektóre małże, np. Mactra (Sarmatimactra) nadkład stanowią czwartorzędowe lessy (Fig. 7). eichwaldi, posiadają nierozłączone skorupki muszli. Okazy W warstwowanych piaskach i mułach skamieniałości są małżów są w różnym stopniu zabradowane. rzadkie i reprezentowane jedynie przez małe okazy mięcza- Fenomen dyskutowanej soczewki polega na tym, że zawie- ków. Na uwagę zasługuje natomiast soczewka żwirowca prze- ra ona skamieniałości organizmów pochodzących z różnych pełniona muszlami ślimaków i małżów a także fragmentami środowisk: zarówno formy normalnomorskie, brakiczne jak obtoczonych glonów koralinowych (Fig. 8). W obrębie so- i lądowe. Nie ma wątpliwości, że wiele okazów, zwłaszcza śli- czewki stwierdzono między innymi małże i bardzo zróżnico- maków, to skamieniałości redeponowane ze starszych 80 Fig. 7. Ściana piaskowni w Zwierzyńcu. W dolnej części widoczne warstwowane piaski i muły, wyżej soczewka żwirowca z licznymi skamieniałościami a w najwyższej części czwartorzędowe lessy z norami jaskółek brzegówek. warstw. Rozpoznać tu można elementy typowe dla dolnoba- obejmujące naprzemianległe piaski drobnoziarniste oraz mu- deńskich iłów korytnickich, np. kolonijne koralowce sześcio- ły, a w sąsiedztwie Zwierzyńca także piaski warstwowane promienne (Fig. 9R–S), ślimaki: Turritella spp., Clavatula sp., przekątnie wielkoskalowo sugerują obecność rzecznej delty Tudicla sp., ?Charonia sp. i Vermetus sp. Obok nich występu- (np. Gradziński et al., 1986). Również liczne lądowe ślimaki ją gatunki typowe dla sarmatu detrytycznego, uważane za oraz fragmenty drewna najprawdopodobniej zostały napła- brakiczne: Granulolabium bicinctum, Plicatiforma praeplica- wione do stref przybrzeżnych przez rzekę. Takie środowisko ta, Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi i Loripes dujardini. Sto- wyjaśniałoby obecność licznych oportunistycznych małżów sunkowo liczne są również zachowane z pierwotnym i ślimaków przy braku form stenohalinowych równowieko- ubarwieniem muszli lądowe ślimaki Tropidomphalus incras- wych z osadem. Warto zwrócić uwagę, że nie tylko obniżone satus i Cepaea sylvestrina gottschicki. Wymienione skamie- zasolenie, ale także ciągłe zasypywanie przez osad faworyzo- niałości organizmów pochodzących z różnych środowisk, wało małe, oportunistyczne organizmy uważane powszechnie przypuszczalnie różnowiekowych, są ze sobą całkowicie wy- za typowe dla wód brakicznych. Wstępne analizy wskazały, mieszane. W wielu przypadkach rozróżnienie skamieniałości że frekwencja i rozmiary malakofauny w okolicznych odsło- znajdujących się in situ od tych redeponowanych z warstw nięciach maleje wraz ze wzrostem ilości kwarcu detrytyczne- starszych jest bardzo trudne lub niemożliwe (por. Filipiak go w osadzie. Pomimo, że facja ta była badana przez i Stachacz, 2012). kilkadziesiąt lat (np. Rutkowski, 1976; Czapowski & Stu- Przedstawione detrytyczne osady miocenu były depono- dencka, 1984), istnieje konieczność wykonania nowoczesnych wane w późnym badenie–wczesnym sarmacie, w czasie re- analiz sedymentologicznych i paleoekologicznych, gdyż gresji morza, w pobliżu wybrzeża osłonietego od otwartego wspomniane aspekty nie zostały zbadane. morza barierą (Czapowski, 1984). Struktury depozycyjne,

Fig. 8. Soczewka żwirowca przepełniona skamieniałościami. k – obtoczone fragmenty glonów koralinowych, m – mięczaki morskie, l – mię- czaki lądowe. 81 Fig. 9. Skamieniałości z soczewki żwirowca w Zwierzyńcu. A – Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi. B – Plicatiforma praeplicata. C – Loripes dujardini. D – Granulolabium bicinctum. E-G – Clavatula spp. H – Potamides sp. I – Charonia sp. J – Natica sp. K – ?Vitularia sp. L – ?Cythara sp. M – Ancilla sp. N – „Vermetus” sp. O – Tropidomphalus incrassatus. P – Cepaea sylvestrina gottschicki. R-S – kolonijne koralowce sześcio- promienne. T – skrzemieniałe drewno. Paski skali długości 1 cm. 82 Punkt 4: Osówka koło Szydłowa występują podobne skamieniałości jak niżej. Rodoidy i nie- (Michał Stachacz) które muszle małżów i są w różnym stopniu zabradowane. Bloki wapieni mikrobialno-serpulowych tkwiące w obrębie Nieczynny kamieniołom. GPS: N 50°36'19.74''; wapieni detrytycznych mają wielkość 20–40 cm, kształt kuli- E 20°59'31.82'' sty lub owalny i są dobrze obtoczone (Fig. 10B–C) a ich bar- Na wzgórzu „Lisi Kamień” w Osówce (Fig. 1) znajdują się wa jest biała, jasnoszara, lub brunatna. Wapienie zarzucone łomy wapieni ziarnistych. W zwiedzanym wyrobi- mikrobialno-serpulowe są mocno porowate z wyraźnie wi- sku, w jego dolnej części odsłaniają się kalkarenity krasnoro- docznymi rozproszonymi rurkami serpul. Analiza mikrofa stowe (Fig. 10A). Różnokształtne fragmenty krasnorostów są cjalna ujawniła także obecność innych organizmów szkiele- mocno pokruszone i obtoczone. Niewielką część szkieletu towych: mszywiołów, bentonicznych otwornic, drobnych ziarnowego stanowią fragmenty pokruszonych muszli, głów- małżów, m.in. Obsoletiforma kokkupica (Andrussow, 1916), nie małżów oraz kolonii mszywiołów. Poza tym w masie skal- ślimaków ?Hydrobia i ramienionogów. W pustkach wzrosto- nej tkwią liczne, mocno zabradowane rodoidy o kulistym lub wych występują namyte fragmenty badeńskich krasnorostów owalnym kształcie, o średnicy kilku-kilkunastu centymetrów i kwarc detrytyczny. W masie skalnej dominują mikrobiality (Fig. 11A–B). o mikrostrukturze peloidowej, rzadziej naskorupienia lami- W wapieniach licznie występują rodoidy (Fig. 11A–B) nowane narastające na rurkach serpul. Sporadycznie wystę- i przegrzebki Aequipecten elegans (Andrzejowski, 1830) pują też skalcyfikowane filamenty sinic. Na ściankach pustek i Pseudoamussium ?lilli (Pusch, 1837) wielkości 1–4 centyme- wzrostowych, a także na rurkach serpul i innych bioklastach trów (Fig. 11C–E). Liczne są okazy ?Ostrea sp. osiągające wystepują wczesne cementy włókniste (Stachacz, 2004). wielkość 2–6 cm (Fig. 11F). Muszle małżów są rozdzielone, Razem z blokami wapieni mikrobialno-serpulowych wy- ale są bardzo dobrze zachowane. Tylko niektóre okazy mają stępują otoczaki wapieni syndosmyowych (Rutkowski, 1976) nieznacznie zabradowane żeberka, rzadsze są skorupy pokru- (Fig. 10C). Są to białe lub jasnoszare wapienie makroskopowo szone i zabradowane. Wiele muszli jest inkrustowanych przez o wyglądzie wapieni pelitycznych, jednak w rzeczywistości mszywioły i serpulidy (Fig. 11C). bądące wakami, co ujawnia analiza mikrofacjalna. Wapienie Strop kalkarenitów jest ścięty powierzchnią erozyjną, po- te zawierają liczne odciski i ośródki małżów Abra (Syndo- wyżej której zalegają szare kalcyrudyty krasnorostowe, kal- smya) reflexa Eichwald, 1830, małże Obsoletiforma kokkupi- karenity warstwowane skośnie, także kopułowo z blokami ca i Mactra sp., ślimaki ?Hydrobia oraz otwornice wapieni mikrobialno-serpulowych oraz otoczakami wapieni ?Anomalinoides dividens Łuczkowska, 1967 (Fig. 12). syndosmyowych (Fig. 10). Ponad nimi występują ponownie Wszystkie skamieniałości widoczne makroskopowo są kalkarenity krasnorostowe, w obrębie których tkwią silnie w wapieniach syndosmyowych zachowane wyłącznie w po- scementowane kalcyrudyty krasnorostowe. Wśród bioklastów staci odcisków i ośródek. w wapieniach detrytycznych powyżej powierzchni erozyjnej Pomiędzy blokami wapieni mikrobialno-serpulowych

Fig. 10. Łom wapieni detrytycznych w Osówce. A – widok najwyższej ściany wyrobiska. B–C – strop kalkarenitów z powierzchnią erozyjną i zalegające powyżej kalkarenity warstwowane poziomo i skośnie kopułowo, kalcyrudyty o charakterze tempestytu złożonego z fragmentów krasnorostów, bloki wapieni mikrobialno-serpulowych oraz otoczaki wapieni syndosmyowych. D – warstwa kalcyrudytu i kalkarenit warstwo- wany przekątnie kopułowo. 83 i otoczakami wapieni syndosmyowych oraz ponad nimi zale- Detrytyczne osady badeńsko–sarmackie z obszaru pomię- ga laminowany poziomo i skośnie kopułowo, zwięzły kalkare- dzy Szydłowem a Chmielnikiem powstawały w płytkim lito- nit barwy szarej o miąższości kilkudziesięciu cm. W obrębie ralnym morzu w strefie falowania, na co wskazuje niemal tego wapienia, powyżej opisanych klastów widoczna jest wy- zupełny brak frakcji ilastych i pylastych oraz dobre obtocze- raźna, wyklinowująca się warstwa kalcurudytu o średniej nie ziarnistego materiału węglanowego. Liczne rozmycia miąższości 15-20 cm (Fig. 10B, D). Warstwa ta wyróżnia się i ścięcia erozyjne oraz klasty margli i wapieni dowodzą, że znacznie grubszą frakcją klastów węglanowych (do ok. 4 cm), równocześnie z sedymentacją zachodziła również erozja pod- którymi są niemal wyłącznie rodoidy, sporadycznie zaś klasty łoża. Obecność silnie obtoczonych zabradowanych rodoidów żółtych margli. Powyżej zwięzłego kalkarenitu zalega rozsy- w kalkarenitach nagromadzonych w postaci wyraźnych pliwy kalcyrudyt zawierający bardzo liczne zabradowane ro- warstw tempestytów (m.in. bruków rodolitowych) wskazuje, doidy o średnicy do 10 cm. Silnie scementowane kalcyrudyty że w czasie depozycji tych osadów wskazują na okresowy zalegające ponad nim odsłaniają się już poza omawianym ło- wzrost energii środowiska. Osady te, a przede wszystkim mem, w stromej ścianie na wschodnim krańcu wzgórza. obecność obtoczonych klastów margli i bloków wapieni mikrobialno-serpulowych znacznej wielkości oraz kopułowych Środowisko depozycji warstwowań przekątnych wskazują na tempestytowy (sztor- Obecność dobrze zachowanych przegrzebków w wapie- mowy) charakter tych osadów (Rutkowski, 1976). Bruki zło- niach detrytycznych w stanowiskach sugeruje badeński wiek żone z mocno zabradowanych rodoidów, pozbawionych wapieni detrytycznych co najmniej dolnej części warstw niemal zupełnie innych skamieniałości wskazują na wysoką z Chmielnika, gdyż przegrzebki w osadach sarmatu Paratety- energię wody (Studencki, 1999) a ich nagromadzenia w po- dy nie występują in situ (np. Studencka, 1999). staci wyraźnych warstw w kalkarenitach sugerują, że pod- Osady występujące w górnej części wyrobiska, ponad kal- wyższenie energii miało miejsce okresowo. karenitami zaliczane są do sarmatu (Rutkowski, 1976). W ob- Panuje powszechny pogląd, że w sarmacie wody Paratety- rębie skał sarmackich niewątpliwie równowiekowa z osadem dy były wysłodzone, jednakże analiza zespołów fauny z za- fauna występuje jedynie w wapieniach mikrobialno-serpulo- chodniej części basenu panońskiego wskazuje odmienne wych oraz w otoczakach wapieni syndosmyowych. Przedsta- warunki. Występowania dużych otwornic, okrzemek, mię- wione skały należące do formacji z Chmielnika reprezentują czaków oraz glonów Corallinaceae sugeruje tam pełnomor- zatem w swojej dolnej części zapewne górny baden. Wyższa skie pod względem zasolenia warunki w sarmacie (Piller & część tej formacji stratygraficznie znajdują się na granicy ba- Harzhauser, 2005). Badania wapieni mikrobialno-serpulo- denu i sarmatu i zawierają podobnie jak analogiczne osady wych z obszru Roztocza (obecnych również na obrzeżeniu Roztocza otwornice wskazujące raczej na warunki ekologicz- Gór Świętokrzyskich) sugeruje okresowy wzrost nasycenia ne niż na wiek osadów (Szczechura, 1982). Granica ba- wody węglanem wapnia, spowodowany ewaporacją brakicz- den/sarmat nie jest więc w detrytyczno-węglanowych nych wód. Jest to potwierdzone wysoką zawartością izotopu możliwa do stwierdzenia, jak w przypadku osadów facji głęb- tlenu δ 18O w mikrobialitach i cementach. Brakiczne pocho- szych (iłów krakowieckich) (Łuczkowska, 1962, 1987). Inter- dzenie wody potwierdza obecność ubogich taksonomicznie pretacja paleośrodowiska sedymentacji wapieni ziarnistych zespołów fauny (organizmy oportunistyczne, głównie serpu- w oparciu o bezpośrednie wnioskowanie w oparciu o skamie- lidy, mszywioły, małżoraczki i małże Obsoletiforma) oraz da- niałości jest trudna, gdyż jest ona w znacznej części redepo- ne geochemiczne (proporcje 87Sr/86Sr inne niż w przypadku nowana. wody morskiej). Istotną rolę w dostawie wód słodkich miały

Fig. 11. Rodoidy i małże z kalkarenitów w Osówce. A–B – obtoczone rodoidy. C–D – Aequipecten elegans. E – Pseudoamussium ?lilli. D – Ostrea sp. 84 Fig. 12. Skamieniałości małżów, ślimaków i otwornic z otoczaków wapieni syndosmyowych. A – Abra (Syndosmya) reflexa. B – Obsoletiforma kokkupica. C – ?Hydrobia sp. D – ?Anomalinoides dividens. czynniki klimatyczne: zmiany w dostawie wód meteorycz- spheres: impact on Tethys configuration. Cretaceous Rese- nych i stopnia ewaporacji. Takie warunki powodowane były arch, 21: 315–349. ograniczonym połączeniem Paratetydy z obszarem śródziem- Dubicka, Z. & Peryt, D., 2012. Foraminifers and stable isotope nomorskim na przełomie badenu i sarmatu (Jasionowski, record of the Dubivtsi chalk (upper Turonian, Western Ukra- 1996, 1999, 2004; Jasionowski et al., 2004, Pisera, 1996; Sta- ine): palaeoenvironmental implications. Geological Quarterly, chacz, 2005, 2007). 56: 199–214. Bibliografia: Filipiak, K. & Stachacz, M., 2013. Problem redeponowanej Alexandrowicz, S.W., 1956. Zespoły globotrunkan w turonie malakofauny w osadach sarmatu na przykładzie odsłonięcia okolic Krakowa. Acta GeologicaPolonica, 6: 206–212. w Zreczu Małym koło Chmielnika. W tym tomie. Alexandrowicz, S.W., 1959. Osady górnokredowe w Nowej Gasiński, M.A., 1997. Tethyan-Boreal connection: influence Cerekwi koło Głubczyc. Rocznik Polskiego Towarzystwa on the evolution of mid–Cretaceous planktonic foraminife- Geologicznego, 29: 165–179. rids. Cretaceous Research, 18: 505–514. Caron, M., 1985. Cretaceous planktonic foraminifera In: Bolli, Gasiński, M.A., 1998. Campanian–Maastrichtian palaecology H.M., Saunders, J., Perch-Nielsen, K., (ed). Plankton Strati- and palaeobiogeography of Andrychów Klippes, Outer Car- graphy, pp. 17–86. Cambrige University Press; Cambridge. pathians, Poland. Rozprawy habilitacyjne UJ, 333: 1–90. Corliss, B. H. & Chen, C., 1988. Morphotype patterns of Nor- Górka, M., 2008. Shell colour pattern in two fossil helicid wegian Sea deep-sea benthic foraminifera and ecological im- snails, Tropidomphalus incrassatus (Klein, 1853) and Cepaea plications. Geology, 16: 716–719. sylvestrina gottschicki Wenz, 1919, from the Middle Miocene of Poland. Acta Geologica Polonica, 58: 105–111. Czapowski, G., 1984. Osady barierowe w górnym miocenie południowego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich. Przegląd Hakenberg, M. & Świdrowska, J., 1998. Evolution of the Holly Geologiczny, 32: 185–194. Cross segment of the Mid-Polish Trough during the Cretace- ous. Geological Quarterly, 42: 239–262. Czapowski, G. & Studencka, B., 1990. Studium sedymentolo- Jagt, J.W.M., Walaszczyk, I., Yazykova, E.A. & Zatoń, M., giczno–paleontologiczne osadów barierowych dolnego sar- 2004. Linking southern Poland and northern Germany: Cam- matu w rejonie Chmielnika. Przegląd Geologiczny, 38: panian cephalopods, inoceramid bivalves and echinoids. Acta 117–127. Geologica Polonica, 54: 573–586. Dias-Brito, D., 2000. Global stratigraphy, palaeobiogeography Jasionowski, M., 1996. Budowle serpulowo-mikrobialitowe na and palaeoecology of Albian–Maastrichtian pithonellid calci- Roztoczu: niezwykłe joint-venture. Przegląd Geologiczny, 44: 85 1044–1048. Early Paleocene Foraminiferal Transitional Province in Po- Jasionowski, M., 1999. C and O Stable Isotope Geochemistry land. W: Wiedmann, J. (ed.), Aspekte der Kreide Europas. of Sarmatian Carbonates of Paratethys: Environmental Impli- Stuttgart, International Union of Geological Sciences A, 6: cations. Journal ofConference Abstracts, 11th Bathurst Me- 293–303. eting,13–15.06.1999, Cambridge. Pożaryski, W. & Witwicka, E., 1956. Globotrunkany kredy Jasionowski, M., 2004. Geochemistry of the Sarmatian (Mid- górnej Polski środkowej. Biuletyn Instytutu Geologicznego, dle Miocene) reefal carbonates of the Medobory region (Para- 102: 5–18. tethys, western Ukraine): paleoenvironmental implications. Premoli Silva, I. & Verga, D., 2004. Practical Manual of Cre- 23rd IAS Meeting ofSedimentology, Abstracts Book, 15–17. taceous planktonic Foraminifera. W: Verga, D. & Rettori, R. 09. 2004, Coimbra. (eds), International School on Planktonic Foraminifera, 3 Co- Jasionowski, M., Poberezhskyy, A., Studencka, B., Hara, U. & urse – Cretaceous, Perugia, 17–21.2004, 283 pp. Peryt, D., 2004. Wczesnosarmackie (środkowy miocen) rafy Scheibnerova, V. 1971. Foraminifera and their Mesozoic bio- serpulowo-mikrobialitowe Miodoborów (zachodnia Ukraina). geoprovinces. Records ofthe Geological Survey ofNew South W: Dziadzio, P. & Uchman, A. (eds), Poszukiwanie węglowo- Wales, 13: 135–174. dorów jako źródło postępu w rozpoznaniu budowy geologicz- Radwański, A., 1968. Transgresja dolnego tortonu na obsza- nej Karpat, zapadliska przedkarpackiego i ich podłoża. LXXV rze Wyżyny Miechowskiej i Krakowskiej. Acta Geologica Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Ma- Polonica, 28: 387–438. teriały konferencyjne, Iwonicz Zdrój. Radwański, A., 1969. Lower Tortonian transgression into the Jurkowska, A. & Uchman, A., 2013 (w druku). The trace fossil slopes of the Holy Cross Mts. Acta Geologica Polonica, 19: Lepidenteron lewesiensis (Mantell, 1822) from the Upper 1–7. Campanian – Lower Maastrichtian marly sediments in the Miechów Segment of the Szczecin-Miechów Synclinorium, Radwański, A., 1973. Transgresja dolnego tortonu na połu- southern Poland. Acta Geologica Polonica. dniowo-wschodnich i wschodnich stokach Gór Świętokrzy- skich. Acta Geologica Polonica, 23: 375–434. Kowalski, W.C., 1948. Szkic geologiczny utworów kredowych okolic Solcy. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, Radwański, A. & Górka, M., 2012. Wybrzeże morza mioceń- 51: 5–53. skiego – Korytnica, Lubania i głazowisko klifowe w Skotni- kach. W: Skompski, S. & Barski, M., (eds), Góry Łuczkowska, E., 1962. Miocen okolic Szydłowa koło Chmiel- Świętokrzyskie: 25 najważniejszych odsłonięć geologicznych. nika w świetle badań mikrofaunistycznych. Sprawozdanie Uniwersytet Warszawski, Wydział Geologii, 160 pp. z posiedzenia Komisji Nauk PAN, Oddział w Krakowie. Romanek, A., 1958. Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski. Łuczkowska, E., 1967. Paleoekologia i stratygrafia mikropale- 885 – Chmielnik. Skala 1 : 50000. Wydawnictwa Geologicz- ontologiczna miocenu okolic Grzybowa koło Staszowa. Acta ne, Warszawa. Geologica Polonica, 17: 219–245. Rögl, F., 1998. Palaeogeographic Considerations for Mediter- Łuczkowska-Schiller, E., 1987. Dyskusja nad granicą biostra- ranean and Paratethys Seaways (Oligocene to Miocene). An- tygraficzną baden/sarmat na obszarze świętokrzyskim i Roz- nalen Naturhistorishen Museums in Wien, 99a: 279–310. tocza. Sprawozdania z Posiedzenia Komisji PAN, 29: 304–306. Rutkowski, J., 1976. Detrytyczne osady sarmatu na południo- Małecki, J., 1966. Mszywioły z zagłębień po skałotoczach wym obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich, Prace Geologiczne z miocenu Skotnik koło Buska. Rocznik Polskiego Towarzy- PAN, 100: s. 77. stwa Geologicznego, 36: 481–494. Sliter, W.V., 1972. Upper Cretaceous planktonic foraminiferal Marcinowski, R. & Gasiński, M.A., 2002. Cretaceous bioge- zoogeography and ecology eastern Pacific margin . Palaeoge- ography of epicratonic Poland and Carpathians. W: Michalik, ography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 12: 15–31. J. (ed), Tethyan/Boreal Cretaceous Correlation. Mediterrane- Stachacz, M., 2004. Sarmackie wapienie mikrobialno-serpulo- an and Boreal Cretaceous paleobiogeographic areas in Cen- we z południowego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich. VIII tral and Eastern Europe. Ed. Veda, s. 95–114. Krajowe Spotkanie Sedymentologów, 21-24.06.2004, Zakopa- Olsson, R.K. & Nyong, E.E., 1984. A paleoslope model for ne, Materiały Konferencyjne, s. 100. Campanian–Lower Maastrichtian foraminifera of New Jersey Stachacz, M., 2005. Osady mioceny środkowego w rejonie and Delaware. Journal ofForaminiferal Research, 15: 50–64. Szydlowa i Brzezin – facje, paleoekologia, tafonomia. Niepu- Oszczypko, N., 2001. Rozwój zapadliska przedkarpackiego blikowana praca magisterska. Instytut Nauk Geologicznych, w miocenie. Przegląd Geologiczny, 49: 717–723. Uniwersytet Jagielloński, Kraków. Peryt, D., 1980. Planktic foraminifera zonation of the Upper Stachacz, M., 2007. Uwagi o wieku osadów miocenu środko- Cretaceous in the Middle Vistula River Valley, Poland. Pala- wego okolic Szydłowa (południowe obrzeżenie Gór Święto- eontologica Polonica, 41: 3–101. krzyskich). Przegląd Geologiczny, 55: 168–174. Peryt, D., 1990. Znaczenie stratygraficzne i paleoekologiczne Studencka, B.,1999. Remarks on Miocene bivalve zonation in późnokredowych otwornic prowincji przejściowej z obszaru the Polish part of the Carpatian Foredeep. Geological Quar- Polski pozakarpackiej. Przegląd Geologiczny, 38: 161–167. terly, 43: 467–477. Piller, W.E. & Harzhauser, M., 2005. The myth of the brackish Studencki, W., 1999. Red-algal limestones in the Middle Mio- Sarmatian Sea. Terra Nova, 17: 450–455. cene of the Carpathian Foredeep in Poland: facies variability Pisera, A., 1996. Miocene reefs of the Paratethys: a review. and palaeoclimate implications. Geological Quarterly, 43: W: Franseen, E.K. et al. (eds), Models for carbonate stratigra- 395–404. phy from Miocene reef complexes of Mediterranean regions. Sujkowski, Z., 1926. O utworach jurajskich, kredowych SEPM Concepts in Sedimentology and Paleontology, 5: i czwartorzędowych okolic Wolbromia. Sprawozdania Pol- 97–104. skiego Instytutu Geologicznego, 3: 382–467. Pożaryska, K. & Peryt, D., 1979. The Late Cretaceous and Sujkowski, Z., 1931. Skały kredowe między miastami Pilica 86 i Szczekociny. Sprawozdania Polskiego Instytutu Geologicz- value for chronostratigraphic calibration of the European nego, 8: 39–74. Campanian (Upper Cretaceous). Bulletin de L'Institut Royal Świerczewska-Gładysz, E. & Jurkowska, A., 2013 (w druku). des Sciences Naturelles de Belgique – Sciences de la Terre Occurence and paleontological significance of lyssacinosid Aardwetenschappen, 78: 229–238. sponges in the Upper Cretaceous deposits in Southern Po- Wróblewski, T. & Wróblewska, E., 1996. Góry Świętokrzy- land. Facies. skie, Mapa Geologiczno Krajoznawcza. Wydawnictwo Karto- Szczechura, J., 1982. Middle Miocene foraminiferal biochro- graficzne Polskiej Agencji Ekologicznej. nology and ecology of SE Poland. Acta Palaeontologica Polo- Wysocka, A., 2002. Clastic Badenian deposits and sedimenta- nica, 27: 1–44. ry environments of Roztocze Hills across the Polish-Ukra- Walaszczyk, I., 1992. Turonian trough Santonian deposits of inian border. Acta Geologica Polonica, 52: 535–561. the Central Polish Uplands; their facies development, inoce- Żelaźniewicz, A., Aleksandrowski, P., Buła, Z., Karnowski, ramid paleontology and stratigrphy. Acta Geologica Polonica, P.H., Konon, A., Oszczypko, N., Ślączka, A., Żaba, J. & Żytko, 42: 1–122. K., 2011. Regionalizacja Tektoniczna Polski. Wrocław 2011. Walaszczyk, I., Cobban, W., Wood, Ch. & Kin, A., 2008. The 'Inoceramus' azerbaydjanensis fauna (Bivalvia) and its