Wyniki wyszukiwania - BazTech

1

Earliest Triassic (Induan) megaspores from Moscow Syneclise, Russia : taxonomy and stratigraphy

Karasev E., Turnau E.

Annales Societatis Geologorum Poloniae

|

2015

|

Vol. 85, No. 1

271--284

EN

This study describes the megaspore assemblages from the Ryabinsk Member of the Vokhma Formation of the Moscow Syneclise. The genus Otynisporites is emended, three new species, Maexisporites meditectatus, M. rugulaeferus and Otynisporites maculosus, are erected, and one new combination, Maexisporites grosstriletus, is proposed. Megaspore descriptions relate the gross morphology and fine structure of the exine surface of thirteen taxa. From the appearance of the exine surface and ornamentation processes, it appears that some forms currently included in certain genera according to their morphological features do not belong to them. The assemblage from Sholga is evidently of low diversity at the generic level, possibly reflecting the end-Permian biotic crisis. The composition of the megaspore assemblages indicates their Induan age.megaspores taxonomy palynostratigraphy Triassic Induan Russia

2

Rozwój sedymentacji dewońskiej w basenie łysogórsko-radomskim i lubelskim

Narkiewicz M., Narkiewicz K., Turnau E.

Prace Państwowego Instytutu Geologicznego

|

2011

|

T.196

289--318

PL

Basen łysogórsko-radomski (BŁR) ograniczony był od południa synsedymentacyjnym uskokiem świętokrzyskim o głębokich założeniach skorupowych. Od NE graniczył z basenem lubelskim (BL) wzdłuż wąskiej strefy czytelnej w środkowodewońskim rozkładzie sedymentacji. Jej głębsze założenia stanowił prawdopodobnie uskok podłoża w osiowej części elewacji radomsko-kraśnickiej, wpływający na sedymentację przynajmniej od emsu późnego. BL łączył się od SE z basenem lwowskim, który od wschodu był ograniczony przez lądowy masyw w rejonie tarczy ukraińskiej. Wczesnodewoński etap rozwoju basenów (lochkow–środkowy ems) został zapoczątkowany w sylurze późnym osadami otwartego szelfu, które w lochkowie środkowym i późnym przeszły w osady perylitoralne, przykryte (częściowo niezgodnie ?) grubą serią aluwialną. W etapie środkowodewońskim (późny ems-wczesny fran) szybkie tempo sedymentacji facji węglanowo-terygenicznych otwartego zbiornika BŁR było uwarunkowane przez pogrążanie się bloków podłoża. Natomiast w warunkach stabilnego podłoża BL niewielką przestrzeń akomodacji dla osadów płytkiego szelfu i platformy węglanowej kształtowały głównie transgresje eustatyczne. W etapie środkowo–późnofrańskim, na tę ostatnią tendencję nałożył się puls subsydencji związany z początkiem ryftowania w rowie Prypeci. Etap fameński zaznaczył się powstaniem depocentrum w centralnym segmencie BL i akumulacją niemal 2 km węglanowo-ilastych osadów głębokiego basenu szelfowego i otwartego szelfu, przechodzących ku górze w progradujące ku SW systemy przybrzeżnomorskie i lądowe. Depocentrum utworzyło się w układzie pull-apart między strefą Kocka a uskokiem Ursynowa–Kazimierza, równocześnie z główną fazą ryftowania basenu Prypeci.

EN

Łysogóry-Radom Basin (ŁRB) is bounded in the south by the deeply-rooted Holy Cross Fault. To NE it passes into the Lublin Basin (LB) along a narrow zone clearly reflected in the Middle Devonian depositional pattern. It was probably related to a basement fault along the axial part of the Radom–Kraśnik Elevation affecting deposition at least since the late Emsian onwards. BL continued to the Lviv Basin in SE, which was bordered from the east by the continental Ukrainian Massif. The Early Devonian stage of the basins development started in the latest Silurian with an open-shelf sedimentation passing in the middle to late Lochkovian into marginal marine clastics. This is (partly unconformably) overlain by a thick alluvial complex. Between late Emsian and early Frasnian rapid sedimentation of carbonate-terrigenous open marine facies in the ŁRB was controlled by basement blocks subsidence. On the other hand, under stable cratonic conditions of the BL much smaller accomodation space was generated mainly by eustatic transgressions allowing a mostly shallow-shelf and carbonate platform development. In the Middle Frasnian this pattern was overprinted by a subsidence pulse related to the initial Pripyat Graben rifting. The Famennian stage was marked by a depocentre development in the central LB segment, and an accumulation of nearly 2 km of sediments, starting with carbonate-shaly deposits of a shelf basin and open shelf, passing upwards into marginal-marine and continental systems prograding SW-wards. The depocentre formed in a pull-apartregime between the Kock and Ursynów–Kazimierz faults, parallel with the main phase of the Pripyat Graben rifting.

3

Palinostratygrafia dewonu obszaru radomsko-lubelskiego

Turnau E.

Prace Państwowego Instytutu Geologicznego

|

2011

|

T.196

255--288

PL

Praca zawiera nowe rezultaty badań palinostratygraficznych środkowego i, w mniejszym stopniu, górnego dewonu, a także podsumowanie wcześniej opublikowanych wyników dotyczących głównie dewonu dolnego. Opracowany materiał pochodzi z otworów usytuowanych w obrębie wyniesienia radomsko-kraśnickiego oraz rowu lubelskiego. Wcześniejsze badania sugerują, że formacje sycyńska, czarnoleska i dolna część formacji zwoleńskiej należą do lochkowu. Granice lochkow/prag i prag/ems przebiegają w obrębie formacji zwoleńskiej. Na wyniesieniu radomsko-kraśnickim, górna część formacji zwoleńskiej należy do środkowego i górnego emsu, natomiast w SE części rowu lubelskiego część ta należy do pragu lub najniższego emsu. Ogniwo przewodowskie formacji telatyńskiej, w centralnej części rowu lubelskiego, należy do górnego emsu, częściowo, być może, do eiflu. Niepublikowane dotąd wyniki badań z centralnej części rowu lubelskiego pozwalają na zaliczenie spągowej części ogniwa giełczewskiego formacji telatyńskiej do poziomu apiculatus–proteus (AP) obejmującego pogranicze ems/eifel; środkowa i górna część tego ogniwa należą do poziomu „G.” extensa (Ex), podpoziomu Ex 3, oraz poziomu G. aurita (Aur) środkowego i górnego żywetu. Najwyższa część tego ogniwa (Giełczew PIG 5) reprezentuje, być może, kolejny poziom T. densus (Aur? Den?), a nieco poniżej jego stropu (Giełczew PIG 6) wyróżniono, już pewnie, poziom Den, którego dolna granica przebiega w utworach pogranicza żywet/fran. W SE części rowu lubelskiego, zespoły spor z ogniw od żniatyńskiego po rachańskie, zaliczono do podpoziomów Ex 2 (?) i Ex 3, poziomu Aur, oraz, niepewnie, do poziomu T. densus (Aur? Den?), a w środkowej części ogniwa krzewickiego formacji modryńskiej napotkano gatunek Cristatisporites deliquescens charakterystyczny dla franu. Rezultaty badań akritarch nie wzbogacają wniosków stratygraficznych opartych na sporach, ale nie są z nimi sprzeczne. Fluktuacje zróżnicowania taksonomicznego zespołów fitoplanktonu dokumentują niektóre z cykli T-R w basenie lubelskim.

EN

The paper contains summary of the earlier studies of Lower Devonian palynostratigraphy and new results that relate to Middle and Upper Devonian and Frasnian. In the Giełczew PIG 5 borehole, the basal part of the Giełczew Member of the Telatyń Formation is included in the apiculatus–proteus (AP) Zone of the Emsian/Eifelian transition. The higher part of this unit is included in “Geminospora”extensa (Ex) Zone, Ex 3 Subzone, and the Geminospora aurita (Aur) Zone of mid and upper Givetian. The topmost part of the unit (Giełczew PIG 5 borehole) belongs either to the Aur Zone or tothe succeeding zoneTholisporites densus (Den). This part of the section belongs either to the Givetian or to Frasnian. The presence of the Den zone in topmost part of the Giełczew Member (GiełczewPIG 6 borehole) has been ascertained. In the Terebiń IG 5 borehole, the Telatyń Formation, starting from the Ż̄niatyń Member, is included in The Ex 2, Ex 3 subzones and the Aur Zone. The uppermost part of the Rachanie Member belongs either to the Aur Zone or to Den Zone. The Frasnian index species Cristatisporites deliquescenshas beenrecorded from the Krzewica Member of the Modryń Formation from the Terebiń IG 5 borehole. Stratigraphical information provided by the study of phytoplankton is not significant, but is consistent with the spore stratigraphy. Fluctuations of phytoplankton taxonomic diversity document some of the T-R cycles in the Lublin basin.

4

Palynostratigraphy of the Mississippian Łobżonka Formation of Western Pomerania (NW Poland)

Turnau E., Trzepierczyńska A., Protas A.

Geological Quarterly

|

2005

|

Vol. 49, No. 1

93--98

EN

Miospore assemblages from the Łobżonka Formation from three boreholes situated in the Laska–Czaplinek zone in Western Pomerania represent the lower part of the Lycospora pusilla (Pu) Biozone established for that area. An assemblage from one sample may represent this zone or the preceding Prolycospora claytonii (Cl) Biozone. This indicates that the sequences investigated may be attributed to the lower Viséan, and that the lower part of one of these may represent the uppermost Tournaisian. It is suggested that the part of the Łobżonka Formation studied is the lateral equivalent of the lower (but not the lowermost) part of the Drzewiany Formation of the Koszalin–Wierzchowo zone.

5

Spore stratigraphy of Lower Devonian and Eifelian (?), alluvial and marginal marine deposits of the Radom-Lublin area (central Poland)

Turnau E., Miłaczewski L., Wood G. D.

Annales Societatis Geologorum Poloniae

|

2005

|

Vol. 75, No 2

121--137

EN

The Czarnolas and Zwoleń Formations of the Terebin IG 5 borehole, and the Terrigenous suite of the Giełczew PIG 5 borehole were analyzed for their spores. Palynological slides from a previous study of the Czarnolas Formation from the Pionki 4 borehole were re-examined and re-interpreted based on new observations and recent spore zonation publications. Two new cryptospores (Cymbohilates pusillus n. sp., Cymbohilates baculatus n. sp.) and two new trilete spores (Retusotriletes niger n. sp., Retusotriletes tuberiferus n. sp.) are described and illustrated. The Lower Devonian and probable Eifelian spore assemblages are assigned to Streelispora newportensis- Emphanisporites micrornatus (NM), Verrucosisporites polygonalis-Dibolisporites wetteldorfensis (PoW), Emphanisporites foveolatus-Verruciretusispora dubia (FD), and Acinosporites apiculatus-Calyptosporites proteus (AP) Oppel zones. These zones have been recognized in the Ardenne-Rhine regions. These data can also be compared to worldwide eustatic signatures. The spore data indicate that in the Radom-Lublin area marine sedimentation ended in either late early or early late Lochkovian, and the successive flooding commenced in late Emsian, probably the serotinus chron.

PL

Utwory dewońskie obszaru radomsko-lubelskiego występują w obrębie brzeżnej części platformy wschodnioeuropejskiej. Można tu wyróżnić wyraźne, ograniczone uskokami jednostki strukturalne, a to: wyniesiona część platformy (EPEEP), rów mazowiecko-lubelski (MLT) i wyniesienie radomsko-kraśnickie (RKU). Na ościennym terytorium Ukrainy przedłużenie wyniesionej części platformy zwane jest wyniesieniem północno-wołyńskim (NVU) i depresją południowo-wołyńską (SVD), a kontynucja rowu mazowiecko-lubelskiego nosi nazwę rowu lwowskiego (LT) (Fig. 1). Womawianym rejonie obecne są wszystkie trzy oddziały systemu dewońskiego leżące zgodnie na górnym sylurze. Ich podział biostratygraficzny jest wciąż niepełny, szczególnie jeśli chodzi o przybrzeżnomorskie i aluwialne osady nie zawierające diagnostycznej fauny. Celem niniejszej pracy jest przynajmniej częoeciowe wypełnienie tej luki. Przeprowadzone badanie palinologiczne dotyczyły formacji czarnoleskiej i zwoleńskiej z otworu Terebin IG 5 oraz serii terygenicznej z otworu Giełczew PIG 5 (Tabele 1, 2). Formacja czarnoleska i seria terygeniczna reprezentują osady przybrzeżnomorskie, zaś formacja zwoleńska osady aluwialne. Ponownie zbadano zespoły spor z formacji czarnoleskiej z otworu Pionki 4. Uzyskane przed 20 laty wyniki zostały w tej pracy reinterpretowane w oparciu o najnowsze obserwacje i nowsze publikacje dotyczące zonacji sporowej (Fig. 2). Zbadane zespoły były na ogół urozmaicone. Zawierały one zarówno kryptospory, jak i spory ze znakiem zrostowym (por. Figury 3–6). W interpretowaniu uzyskanych wyników badań posłużono się zonacją sporową stworzoną dla dewonu obszaru ardeńsko-reńskiego. Wyróżniono szereg zon Oppla oraz zon filogenetycznych lub interwałowych (Fig. 2). Górną część formacji czarnoleskiej (Terebin IG 5 i Pionki 4) zaliczono do zony Oppla Streelispora newportensis-Emphanisporites micrornatus (NM), zony filogenetycznej M (górna część dolnego lochkowu lub dolna część górnego lochkowu). Dolną część formacji zwoleńskiej (Terebin IG 5) zaliczono również do zony Oppla NM, zony ewolucyjnej Si (dolna częoeć górnego lochkowu). Górna częoeć formacji zwoleńskiej (Terebin IG 5) należy do zony Oppla Verrucosisporites polygonalis-Dibolisporites wetteldorfensis (PoW), zon interwałowych W i Su (prag, być może także najniższy ems). Seria terygeniczna (Giełczew PIG 5) należy do zon Oppla Emphanisporites foveolatus-Verruciretusispora dubia (FD) górnego emsu i Acinosporites apiculatus-Calyptosporites proteus (AP), obejmującej pogranicze ems/eifel. Uzyskane wyniki pozwalają na wysunięcie następujących stwierdzeń: 1. Górna część formacji czarnoleskiej (Pionki 4 i Terebin IG 5) reprezentuje ostatni etap sedymentacji morskiej, zakończonej w późnym wczesnym lochkowie (lub wczesnym późnym lochkowie). 2. Formacja zwoleńska (Terebin IG 5) zawiera utwory górnego lochkowu po prag lub najniższy ems. W tym rejonie brakuje znacznej części osadów emsu obecnych w rejonie Radomia (Pionki 1, 4, Ciepielów IG 1) 3. Seria terygeniczna (Giełczew PIG 5) należy do górnego emsu i (prawdopodobnie) dolnego eiflu. Początek sedymentacji morskiej w tym rejonie można datować pośrednio jako poziom konodontowy serotinus. Dolna granica tej serii odpowiada więc dolnej granicy formacji grzegorzowickiej i jej odpowiedników w Górach Świętokrzyskich. Zatem cykl transgresywnoregresywny II Narkiewicza et al. (1998) odpowiada cyklowi Ic Johnsona et al. (1985).

6

Zarys historii krakowskiej placówki geologicznej Polskiej Akademii Nauk

Turnau E.

Studia Geologica Polonica

|

2004

|

Vol. 122

5-44

7

Middle ro early late Viséan onset of late orogenic sedimentation in the Intra-Sudetic Basin, West Sudetes: miospore evidence and tectonic

Turnau E., Żelaźniewicz A., Franke W.

Geologia Sudetica

|

2002

|

Vol. 34

9-16

EN

The Early Carboniferous fluvial and deltaic sequence of the Intra-Sudetic Basin remained undated until recently, except for a Late Viséan ammonoid fauna in its upper part. Current miospore data indicate that the oldest part of the sequence is not older than the mid Viséan Knoxisporites triradiatus-Knoxisporites stephanephorus biozone of the west European miospore division. This palynological age determination is consistent with the recently obtained Ar-Ar cooling ages of white micas from sheared metamorphic rocks at the NW margin of the basin. This suggests that the rapid late orogenic denudation of the northern and western flanks of the Intra-Sudetic Basin must have started at or shortly after c. 335 Ma.

8

Stratygrafia dewońsko-karbońskiej serii węglanowej w rejonie Rajbrotu i Tarnawy

Matyja H., Tomaś A., Lipiec M., Turnau E.

Prace Państwowego Instytutu Geologicznego

|

2001

|

T. 174

33--60

PL

Zintegrowane badania biostratygraficzne, polegające na równoczesnym badaniu tych samych profilów przy pomocy konodontów, otwornic i palinomorf, aczkolwiek nie dały w pełni satysfakcjonujących wyników, pozwoliły na datowanie granic jednostek litostratygraficznych wyróżnionych przez Narkiewicza (2001), na dość wiarygodną wzajemną korelację profilów, przynajmniej na poziomie chronostratygraficznym, na oszacowanie rozmiaru lokalnych luk erozyjnych, a w przyszłości stać się mogą podstawą do szerszych korelacji na skalę regionalną. Początek sedymentacji węglanowych osadów dewońskich przypada w analizowanym obszarze na przełom wczesnego i środkowego dewonu, na pogranicze emsu i eiflu. W obrębie serii węglanowej stwierdzono obecność niewielkiej miąższości osadów środkowego dewonu, prawdopodobnie franu (jego obecności można się jedynie domyślać na podstawie położenia w profilach, brak jest natomiast, jak na razie, datowań biostratygraficznych), relatywnie dużej miąższości datowanych osadów famenu oraz turneju i wizenu: hastaru i iworu, prawdopodobnie również czadu i arundu, a także dobrze datowanego holkeru. Granica między dewonem a karbonem przebiega w obrębie jednej jednostki litostratygraficznej, kompleksu wapieni gruzłowych i ziarnistych, ale jej natura — ciągłość sedymentacji między dewonem a karbonem z objawami spłycenia, jak to ma miejsce w części profilów na świecie, czy też luka erozyjna — pozostaje nadal nieznana. Sedymentacja osadów węglanowych karbonu trwała w badanym obszarze od końca emsu lub początku eiflu aż do wizenu, co najmniej po holker, natomiast sedymentacja osadów klastycznych rozpoczęła się być może już w asbie, a na pewno w namurze, prawdopodobnie w arnsbergu—w dobie triangulus-knoxi (TK), jak wynika z badań Trzepierczyńskiej (2001). Obserwowana luka o tektoniczno-erozyjnym charakterze obejmuje więc późny wizen, asb i brigant. W żadnym z badanych trzech profilów nie znaleziono osadów tego wieku, natomiast w najwyższych partiach serii węglanowej w profilu Tarnawa 1, wydatowanych na podstawie otwornic jako wyższy turnej — iwor, zona Tournayella (Cf2), znalezione zostały w odwróconym porządku stratygraficznym, w niewielkim stopniu wymieszane, zespoły miospor identyfikujące wspomniane brakujące piętra najwyższej części wizenu, niżej miospory dolnej części brigantu (zona VF), wyżej asbu (zony TC i NM). W dolnych partiach osadów klastycznych w profilu Tarnawa 1, datowanych jako namur (prawdopodobnie arnsberg), notowane są również liczne i zróżnicowane taksonomicznie miospory, reprezentujące poziomy TC i NM asbu oraz poziom VF brigantu. Taki zapis stratygraficzny na pograniczu serii węglanowej i klastycznej w profilu Tarnawa 1 sugeruje dość skomplikowany scenariusz procesów i zdarzeń geologicznych, jakie mogły mieć miejsce w tym niewielkim obszarze pod koniec wizenu i na początku namuru: (1) depozycję osadów węglanowych prawdopodobnie aż po holker; (2) śródwizeński epizod tektoniczno-erozyjny, w wyniku którego usuwane mogły być węglanowe osady holkeru, arundu, czadu i części iworu; (3) prawdopodobnie depozycję niewielkiej miąższości klastycznych osadów asbu, brigantu i pendleju; (4) późnowizeński epizod tektoniczno-erozyjny, w wyniku którego usuwane być mogły sukcesywnie klastyczne osady pendleju, brigantu i asbu i (5)uruchomienie sedymentacji w namurze - prawdopodobnie w Arnsbergu.

EN

The subdivision in lithostratigraphical units presently used (Narkiewicz 2001) is schematically shown on Figure 4. Biostratigraphy of the Devonian and Carboniferous in the Tarnawa-Rajbrot area has been established using conodonts and foraminifers and palynomorphs. The three microfossil groups used in conjunction can facilitate better precision in dating and correlating of sequences. Unfortunately, for most of the Devonian and Lower Carboniferous limestone succession, the miospores recovered tend to be too much oxidized and poorly preserved to be useful. They are routinely used in the siliciclastic part of the sequence. Unfortunately, the biostratigraphic evidence is too much incomplete to firmly establish the boundary between the lithostratigraphic units as well as between the Devonian and Carboniferous successions (see Figure 4). Marly dolostones and limestones with bioturbations (DWMB) spans the Middle Devonian, limestones, dolomicrites and dolosparites (WDD) include part of the Middle Devonian, probably Frasnian and part of the Famennian. Nodular and grained limestones unit (WGZ) include the uppermost part of Famennian and part of the Tournaisian (up to the isosticha-Upper crenulata conodont Zone). The Devonian-Carboniferous boundary runs within this lithostratigraphic units but its nature remains unknown. Marly horizon (PM) spans the uppermost isosticha-Upper crenulata-Lower typicus conodont zones (Tournaisian - Ivorian), grained limestones (WZ) include upper part of the Tournaisian (Ivorian to Arundian), and upper limestones and marls unit (WGM) belong to the Viséan (Holkerian, Cf5 foraminifer Zone). Using the integrated results of conodont, foraminifer and palinomorph studies it is possible to conclude that the limestone succession spans the Middle and Upper Devonian, Tournaisian and much of the Viséan, up to the Holkerian. The siliciclastic sedimentation starts certainly at the begining of the Namurian (see Trzepierczyńska, 2001), maybe earlier (during the ?Asbian). There is a significant hiatus at the erosional boundary between the carbonate and clastic sequences which may span the late Asbian and Brigantian. Deposits of this age have been found in none of the three borehole sections. The uppermost t parts of the carbonate series of the Tarnawa 1 borehole, dated by foraminifers as the Upper Tournaisian Ivorian, Tournayella Zone, yielded miospore assemblages, which point to the above-mentioned missing stages of the uppermost Viséan, but occurring in a reverse stratigraphic order (lower in the sections younger miospores of the Brigantian VF zone, above in the section older miospores of the Asbian TC and NM zones). In the lower parts of the clastic sequence of the Tarnawa 1 borehole, dated as the Namurian (probably Arnsbergian), abundant and taxonomically diverse miospores representing the Asbian TC and NM, as well as Brigantian VF Zone, were also found. Such a stratigraphic record of the carbonate/clastic transition zone from the Tarnawa 1 borehole section suggests a fairly complicated succession of events, that may have taken place over this small area at the end of Viséan and beginning of the Namurian: (1) carbonate sedimentation, probably until the Holkerian (by analogy to the Rajbrot 2 borehole section); (2) Mid-Viséantectonic-erosional event that may have caused the removal of the Holkerian, Arundian, Chadian and a part of Ivorian deposits; (3) probable deposition of small thickness Asbian, Brigantian and Pendleian clastics; (4) Late-Viséan tectonic-erosional event which might have resulted in the removal of Pendleian, Brigantian and Asbian clastics; (5) renewal of deposition in the Namurian, probably Arnsbergian. Ivorian to Arundian), and upper limestones and marls unit (WGM) belong to the Viséan (Holkerian, Cf5 foraminifer Zone). Using the integrated results of conodont, foraminifer and palinomorph studies it is possible to conclude that the limestone succession spans the Middle and Upper Devonian, Tournaisian and much of the Viséan, up to the Holkerian. The siliciclastic sedimentation starts certainly at the begining of the Namurian (see Trzepierczyńska, 2001), maybe earlier (during the ?Asbian). There is a significant hiatus at the erosional boundary between the carbonate and clastic sequences which may span the late Asbian and Brigantian. Deposits of this age have been found in none of the three borehole sections. The uppermost tparts of the carbonate series of theTarnawa 1 borehole, dated by foraminifers as the Upper Tournaisian Ivorian, Tournayella Zone, yielded miospore assemblages, which point to the above-mentioned missing stages of the uppermost Viséan, but occurring in a reverse stratigraphic order (lower in the sections younger miospores of the Brigantian VF zone, above in the section older miospores of the Asbian TC and NM zones). In the lower parts of the clastic sequence of the Tarnawa 1 borehole, dated as the Namurian (probably Arnsbergian), abundant and taxonomically diverse miospores representing the Asbian TC and NM, as well as Brigantian VF Zone, were also found. Such a stratigraphic record of the carbonate/clastic transition zone from the Tarnawa 1 borehole section suggests a fairly complicated succession of events, that may have taken place over this small area at the end of Viséan and beginning of the Namurian: (1) carbonate sedimentation, probably until the Holkerian (by analogy to the Rajbrot 2 borehole section); (2) Mid-Viséantectonic-erosional event that may have caused the removal of the Holkerian, Arundian, Chadian and a part of Ivorian deposits; (3) probable deposition of small thickness Asbian, Brigantian and Pendleian clastics; (4) Late-Viséan tectonic-erosional event which might have resulted in the removal of Pendleian, Brigantian and Asbian clastics; (5) renewal of deposition in the Namurian, probably Arnsbergian.

9

Timing of the onset of Devonian sedimentation in northwestern Poalnd: palynological evidence

Turnau E., Matyja H.

Annales Societatis Geologorum Poloniae

|

2001

|

Vol. 71, No 2

67-74

EN

Palynomorph assemblages of low taxonomic diversity are recorded from the basal Devonian strata in three boreholes in western Pomerania and Kujawy. The palynoflora is assigned to a younger, autochtonous assemblage, and an older, redeposited one. The composition of the younger assemblage suggests lower to middle Eifelian. The older palynomorphs are derived from (1) Upper Ordovician or Lower Silurian, and (2) probably from Upper Silurian deposits.

10

Lower Carboniferous (Mississippian) stratigraphy of northwestern Poland : conodont, miospore and ostracod zones compared

Matyja H., Turnau E., Żbikowska B.

Annales Societatis Geologorum Poloniae

|

2000

|

Vol. 70, No. 3-4

193-217

EN

Detailed stratigraphy of the Tournaisian and Viséan in western Pomerania has been established on conodonts, miospores and ostracods recovered from 25 boreholes. Miospore associations from the Tournaisian and Viséan are assigned to nine biostratigraphic units (zones and subzones) erected earlier. Three successive benthic ostracod assemblages and two sub-assemblages are distinguished for the Tournaisian. The miospore zones/subzones and the ostracod assemblages/subassemblages are correlated with the Tournaisian sandbergi, Lower crenulata, isosticha-Upper crenulata, and typicus conodont zones. Stratigraphic gap has been demonstrated at the Devonian/Carboniferous boundary, using the results of both conodont and miospore studies. The Tournaisian/ Viséan boundary has been established approximately on the first appearance of the miospore species Lycospora pusilla Somers.

PL

Przedstawiono szczegółową stratygrafię turneju i wizenu Pomorza Zachodniego w oparciu o konodonty, miospory i małżoraczki. Materiał do badań biostratygraficznych pochodził z 25 otworów wiertniczych. Zespoły miospor z badanych utworów zaliczono do dziewięciu wcześniej wyróżnionych jednostek biostratygraficznych (zon i podzon). Dla turneju wyróżniono trzy kolejne zespoły i dwa podzespoły małżoraczków bentonicznych. Zony/podzony miosporowe i zespoły/podzespoły małżoraczkowe skorelowano z turnejskimi zonami konodontowymi sandbergi, dolna crenulata, isosticha-górna crenulata i typicus. Obecność luki stratygraficznej na granicy dewon/karbon udokumentowano na podstawie konodontów i miospor. Granica turnej/wizen została ustalona jedynie w przybliżeniu, na podstawie pierwszego pojawienia się gatunku miosporowego Lycospora pusilla Somers.