Dewon

Autor opracowania: prof. dr hab. Stanisław Skompski

Wychodnie dewonu w Górach Świętokrzyskich są niezwykle liczne i reprezentowane zarówno przez odsłonięcia naturalne jak i te w kamieniołomach, przekopach drogowych i kolejowych. Obfitość skamieniałości i idąca za tym niezwykle dokładna stratygrafia (fig. 5),

Fig. 5. Uproszczony schemat litostratygraficzny dewonu Gór Świętokrzyskich (według Tabeli Stratygraficznej Polski 2008, Narkiewicz and Narkiewicz 2010, Fijałkowskiej-Mader i Malca 2011)

oparta głównie na konodontach, wielkie zróżnicowanie środowisk sedymentacji i kompletność profilu sprawiają, że dewon świętokrzyski jest unikatem w skali europejskiej, a jego odsłonięcia są chętnie odwiedzane przez geologów polskich i zagranicznych.

Rozwój sedymentacji osadów dewońskich był podporządkowany rytmowi transgresji spowodowanej ruchami eustatycznymi, a więc możliwej do prześledzenia w profilach całego świata, a w szczególności w profilach europejskich i amerykańskich. Tektoniczne ruchy kaledońskie z pogranicza syluru i dewonu doprowadziły do zamknięcia oceanu Iapetus i połączenia platformy laurentyjskiej Ameryki Północnej i platformy wschodnioeuropejskiej, które wspólnie utworzyły nowy kontynent zwany Laurosją (lub Eurameryką). Nazywany jest on także kontynentem Old Redu, od tradycyjnej angielskiej nazwy czerwonego piaskowca (Old Red Sandstone), który jest typowym lądowym osadem pokrywającym wnętrze kontynentu. W czasie dewonu i karbonu kontynent przesuwał się na północ, niemniej w całym tym okresie jego południowy szelf, którego ilustracją jest dewon świętokrzyski, znajdował się w strefie międzyzwrotnikowej. To spowodowało, że na długie miliony lat zapanowała tu sedymentacja bardzo miąższych kompleksów węglanowych.

Początek transgresji, który nastąpił mniej więcej w połowie emsu, czyli najmłodszej części wczesnego dewonu, zaznaczył się jednak osadami piaskowcowymi. Ich najlepsze odsłonięcia znajdują się w Paśmie Klonowskim w rejonie góry Barczy i góry Bukowej. Osady dolnego dewonu, których miąższość szacowana jest na kilkaset metrów, początkowo były składane w środowiskach rzecznych, być może lagunowych (Czarnocki 1936, Łobanowski 1990, Szulczewski 1995a). Jednoznacznie morskie środowisko reprezentowane jest dopiero przez formacje zagórzańską, doskonale odsłoniętą w kamieniołomie Bukowa Góra, a możliwą do obejrzenia również w skałkach wieńczących szczyt, wznoszący się na południe od wyrobiska. Według Szulczewskiego (2006) formacja ta powstawała w reżimie przybrzeżnego systemu depozycyjnego, w którym piaszczyste bariery oddzielały spokojniejsze laguny od bardziej dynamicznych obszarów otwartomorskich. Sukcesja ta obfituje zarówno w morskie skamieniałości, jak i świetnie zachowane ślady działalności zwierząt (Szulczewski i Porębski 2008). W stronę południową miąższość formacji dolnodewońskich gwałtownie spada i w rejonie Chęcin cały ems jest reprezentowany przez jedynie kilka metrów czerwono-fioletowych, lądowych piaskowców (Głazek i in. 1981). W innych miejscach regionu kieleckiego, np. w okolicach Daleszyc, występują charakterystyczne facje dolnego dewonu, tzw. piaskowce plakodermowe, przepełnione szczątkami (bądź odciskami) wczesnych kręgowców, żyjących w lagunach bądź w płytkiej strefie przybrzeżnej. Niestety, te oryginalne i rzadko spotykane skały dziś nigdzie nie są dobrze odsłonięte. Charakterystyczną cechą utworów dolnodewońskich jest także występowanie poziomów bentonitowych, czyli cienkich, zielonkawych przeławiceń ilastych, które powstały w wyniku podmorskiego wietrzenia pyłów wulkanicznych. Ze względu na duży zasięg regionalny poziomy te mogą odgrywać istotną rolę korelacyjną. Podobnie jak w części łysogórskiej, tak i w regionie kieleckim występują liczne skamieniałości śladowe (Tarnowska 1981).

Stopniowy wzrost poziomu morza w końcu wczesnego dewonu zaowocował sukcesywnym zalewaniem strefy południowej. W poszczególnych częściach płytkiego morza „łysogórskiego” pojawiały się lokalne środowiska sedymentacji, w których tworzyły się zróżnicowane osady klastyczne (ilaste, piaszczyste) i węglanowe, z których niektóre np. wapienie z Dąbrowy, powstawały w warunkach całkiem głębokiego, otwartego morza. Te zróżnicowane ogniwa litologiczne powstające w części łysogórskiej na przełomie wczesnego i środkowego dewonu czasami są łączone w formację grzegorzowicką (Malec 2005), ale pomysł ten wydaje się niezbyt fortunny ze względu na zupełnie odmienną charakterystykę litologiczną poszczególnych jej ogniw. W części kieleckiej z tego okresu pochodzi wspomniany już wcześniej pełnomorski wapień z Dąbrowy, z ramienionogami i tentakulitami, jako charakterystycznymi makroskamieniałościami (Studencka 1983).

Postępujące wyrównanie topografii dna morskiego, przy jednoczesnym spłyceniu morza na początku środkowego dewonu (piętro eifel), zaznaczyło się w profilach obydwu części Gór Świętokrzyskich powstaniem grubej serii dolomitów. Podsumowanie wieloletnich badań zmierzających do ustalenia genezy tych skał można znaleźć w opracowaniach Narkiewicza (1991, 2006). Te eksploatowane w wielu kamieniołomach skały, niezwykle cenne dla drogownictwa (znakomity surowiec na podsypkę drogową) i nieco monotonne z punktu widzenia geologa, w kilku przypadkach ukazują jednak struktury i skamieniałości godne najwyższego zainteresowania. W kamieniołomie Skała w okolicach Nowej Słupi odsłonięta jest partia tej formacji z pięknie zachowanymi cyklami sedymentacyjnymi, typowymi dla strefy pływowej (Skompski i Szulczewski 1994), wśród których występują unikatowe warstwy z wielkimi ramienionogami z rodzaju Bornhardtina. Z kolei profil kamieniołomu Zachełmie k. Zagnańska zasłynął niedawno znaleziskiem śladów najstarszych czworonogów (Niedźwiedzki i in. 2010), wędrujących po równiach pływowych z doskonale zachowanymi szczelinami z wysychania i stromatolitami.

Epizod dolomityczny to czas największego ujednolicenia sedymentacji w obydwu strefach paleozoiku Gór Świętokrzyskich. W dalszej części dewonu strefa łysogórska wyraźnie różniła się od kieleckiej, w której okresowo zaznaczał się kolejny podział na dwa bloki, z których północny był bardziej stabilny, zaś południowy miał tendencje do przyspieszonej subsydencji (Szulczewski 1977).

Północna część strefy kieleckiej stała się podstawą rozwoju platformy wapiennej, która szybko zwiększała swoją miąższość, ale jednocześnie ograniczała zasięg regionalny, przechodząc od stadium ławicowego do stadium rafowego (Racki 1993, Szulczewski 1995a). Najbardziej charakterystyczną skałą związaną z tym etapem sedymentacji są wapienie stromatoporoidowo-koralowcowe, obejmujące wiele ogniw m.in. warstwy sitkówczańskie i wapień kadzielniański (fig. 5). Znane są one z licznych odsłonięć w południowo-zachodniej części Gór Świętokrzyskich (m.in. góra Zamkowa w Chęcinach, góra Zelejowa, góra Miedzianka, kamieniołom Kadzielnia w Kielcach). Efektowne płyty okładzinowe wykonane z tego surowca, uzyskiwanego od prawie 300 lat w kamieniołomie Bolechowice-Panek (nazwa handlowa „marmur bolechowicki”), można zobaczyć w licznych współczesnych i historycznych budowlach na terenie całej Polski. Dokładne określenie zróżnicowania facjalnego platformy i jej zasięgu jest dziś trudne, ze względu na waryscyjskie sfałdowanie, wypiętrzenie i późniejszą erozję skał dewońskich, niemniej wydaje się, że jej obszarem centralnym był rejon wypiętrzonej w czasie ruchów waryscyjskich i pozbawionej utworów dewonu antykliny dymińskiej, dzisiejszego Pasma Posłowicko-Dymińskiego. Stąd też biorą się nazwy często używane dla określenia kompleksu: „rafa dymińska” według Narkiewicza (1988), czy „dymiński kompleks rafowy” według Rackiego (1993). Takie rozprzestrzenienie geograficzne wynika z analizy litologicznej kompleksów dewońskich otaczających Pasmo (Kaźmierczak 1971, Racki 1993), a w pewnym stopniu wskazuje na to również pewien specyficzny typ cykliczności (cykle loferskie), pojawiający się na obrzeżach platformy.

Rozwój platformy został dość gwałtownie przerwany wydarzeniami na pograniczu dwóch pięter późnego dewonu: franu i famenu. Istota tych wydarzeń nie do końca jest rozpoznana (por. Szulczewski 1989, Narkiewicz 1990), ale ich skutki dla rozwoju świata organicznego i warunków sedymentacji na szelfie Laurosji były dalekosiężne. Globalny kryzys biotyczny doprowadził do wyginięcia 50% żyjących wcześniej rodzajów i zubożenia gatunkowego wielu grup organizmów, w tym także stromatoporoidów odpowiedzialnych za konstrukcję wielkich budowli węglanowych, decydujących o strukturze platform węglanowych ordowiku, syluru i dewonu na całym świecie. Dodatkowym impulsem zmian w Górach Świętokrzyskich były niewielkie ruchy tektoniczne, początkowo wynoszące, a następnie obniżające dno morza. Elementy dna o najbardziej wyniosłym reliefie (najczęściej były to budowle organiczne) wyniesione zostały nawet ponad powierzchnię morza, a ich wierzchołki uległy erozyjnemu ścięciu, a czasami skrasowieniu. W czasie obniżania dna na blokach tych rozwinęła się charakterystyczna facja wapieni głowonogowych i liliowcowych, w których przyrost miąższości osadu był szybko równoważony podmorską erozją. Niewielki sumaryczny przyrost osadów sprawiał, że powstawały profile bardzo skondensowane stratygraficznie, w których miąższość zachowanego osadu w jednostce czasu była wielokrotnie mniejsza niż w profilach głębszych, sąsiadujących basenów. Szczególnie efektowne przykłady takich sukcesji obejrzeć można w skarpach kamieniołomu Ostrówka koło Gałęzic w płd. zach. części paleozoiku świętokrzyskiego lub w kamieniołomie Kadzielnia. Trend pogłębiający utrzymywał się w regionie świętokrzyskim jeszcze długo, bo przez większą część wczesnego karbonu (Szulczewski i in. 1996).

Ogólna miąższość platformowego dewonu części kieleckiej jest szacowana na 800-1000 m. W części północnej w tym samym czasie powstała mniej więcej taka sama ilość osadów, ale złożone one zostały w zupełnie innych warunkach. Mniej więcej od początku środkowego dewonu rozwijał się tu basen wyraźnie głębszy niż ten istniejący na południu. Strefa graniczna między tymi dwoma regionami funkcjonowała jako wyraźny stok, na którego powierzchni dochodziło do spływów i zsuwów materiału detrytycznego składanego później na dnie basenu północnego.

Jak wspomniano na początku rozdziału o rozwoju facjalnym dewonu świętokrzyskiego decydowały eustatyczne wahania poziomu oceanu. Pomimo, że wyniki korelacji światowej krzywej eustatycznej i krzywej głębokości powstawania kolejnych formacji środkowodewońskich, dokonane przez różnych badaczy różnią się w szczegółach (Skompski i Szulczewski 1994, Racki 1997, Malec i Turnau 1997), wydaje się, że batymetria formacji oddaje rytm wahań eustatycznych. W młodszych, górnodewońskich i dolnokarbońskich, coraz to głębiej osadzanych kompleksach rytmu tego odcyfrować już nie można. Szczególnie efektowne przykłady dynamicznych zjawisk sedymentacyjnych obejmujących transport materiału z płytszych do głębszych części basenu i składanie ich na stoku i u jego podnóża dostarczają sukcesje znane z warstw kostomłockich (Szulczewski 1971), doskonale odsłoniętych na północno-zachodnim skraju paleozoiku świętokrzyskiego (kamieniołomy na Wzgórzach Kostomłockich). Analogiczna sedymentacja rozwinęła się po południowej stronie platformy, w rejonie izolowanej wychodni paleozoiku świętokrzyskiego zwanej antykliną Zbrzy. Co prawda nie ma tu dobrych odsłonięć, ale ostatnio wykonane przekopy badawcze przyniosły informacje o występowaniu facji kostomłockich również w tej strefie (Wójcik 2010). Ten rys paleogeograficzny wskazuje, że północna krawędź bloku małopolskiego, którego częścią jest strefa kielecka, pod koniec dewonu nie była monolitem, lecz składała się zapewne z wielu stref wynoszonych bloków i obniżanych basenów. Stopniowo bloki te były coraz bardziej pogrążane i zasięg głębokiego basenu łysogórskiego sukcesywnie przesuwał się na południe. Sedymentacja karbońska przyniosła kolejne argumenty potwierdzające ten rys paleogeograficzny.