Prace PIG - Tom 160 (1998)


PALINOLOGIA I PALEOGEOGRAFIA NEOGENU NIŻU POLSKIEGO

Hanna WAŻYŃSKA

Streszczenie. W osadach neogeńskich, utworzonych w śródlądowym środowisku bagiennym lub jeziornym, najczęściej brak szczątków zwierzęcych a spory i ziarna pyłku są w zasadzie jedynymi zachowanymi skamieniałościami. Dlatego palinologia jest podstawową metodą określania pozycji biostratygraficznej tych osadów.
W niniejszym opracowaniu podjęto próbę podsumowania wyników kilkudziesięciu lat badań palinologicznych osadów neogeńskich Niżu Polskiego. Szczególny nacisk położono na charakterystykę sporowo-pyłkową pięciu głównych, neogeńskich grup pokładów węgla brunatnego. W miocenie dolnym utworzyła się IV grupa pokładów węgla brunatnego - dąbrowska i III - ścinawska; w miocenie środkowym II grupa pokładów węgla brunatnego - łużycka i I - środkowopolska oraz w miocenie górnym 0 grupa pokładów węgla brunatnego - orłowska.
Jako materiał dokumentacyjny wykorzystano dane z wielu profilów palinologicznych neogenu na Niżu Polskim. Dane te zaczerpnięto z materiałów publikowanych i archiwalnych. Z około tysiąca stanowisk osadów neogeńskich opracowanych palinologicznie (I. Grabowska, B. Słodkowska, 1993) wybrano ważniejsze zlokalizowane na Niżu Polskim (fig. 1). Stanowiska otrzymały numery, a na obszarach o dużym zagęszczeniu badań pod jednym numerem umieszczono wiele profili, podając ich ilość w nawiasie.
W oparciu o dane z wytypowanych profilów opracowano mapy rozprzestrzenienia taksonów charakteryzujących różne zbiorowiska roślinne w neogenie (fig. 8-31). Wszystkie te dane pozwoliły na wyciągnięcie kompleksowych wniosków odnośnie zmian paleoflorystycznych i paleoklimatycznych (tab. 3). Ponadto rekonstrukcja zmian została oparta na interpretacji różnic w składzie zespołów sporowo-pyłkowych, widocznych w profilach palinologicznych.
Kluczowe znaczenie dla wyjaśnienia przyczyn zmian florystycznych w neogenie tej części Europy ma także fakt, że z obszaru Polski znane są osady zarówno powstałe na obrzeżeniu ciepłej Paratetydy, jak i na obrzeżeniu chłodniejszego Morza Północnego.
Stosunkowo dobre poznanie zmian roślinności w neogenie stało się możliwe dzięki analizie zespołów sporowo-pyłkowych, która w odróżnieniu od analizy szczątków makroskopowych (liście, owoce, nasiona) pozwala na rekonstrukcję roślinności z większego obszaru. Po analizie map (fig. 8-31) i składu taksonomicznego licznych stanowisk palinoflory zrekonstruowano różnorodność i bujną roślinność neogenu. Przypomina ona współczesne, ciepłoumiarkowane lasy w Azji południowo-wschodniej i środkowej oraz wschodniej części Ameryki Północnej, gdzie współcześnie rośnie najwięcej roślin spokrewnionych z neogeńskimi składnikami lasów Europy Środkowej. Szczególnie uprzywilejowanym okresem dla rozwoju bogatych zbiorowisk leśnych był miocen. Zbiorowiska roślinne były zróżnicowane siedliskowo, co wyraża się różnym składem taksonomicznym równowiekowych flor kopalnych.
Warunki hydrologiczne, sprzyjające rozwojowi niżowych torfowisk związane były ze zjawiskami tektonicznymi. Na Niżu w starszym miocenie zaznaczyły się wyraźnie ruchy tensyjne. Spowodowały one powstawanie rowów tektonicznych, w których rozwinęła się sedymentacja jeziorna i torfowa. Dość powszechne były ruchy eustatyczne, dzięki którym możliwe było powolne obniżanie podłoża i niezakłócony rozwój torfowisk, warunkujący powstawanie grubych pokładów torfu.
Z rozpatrywanych profili palinologicznych wynika, że w neogenie następowało ochładzanie klimatu, wyrażone stopniowym wycofywaniem się roślin ciepłolubnych. Takie wnioski można wyciągnąć przy zestawianiu zespołów sporowo-pyłkowych z osadów brunatnowęglowych. Opracowania palinologiczne osadów międzywęglowych a przede wszystkim osadów jeziornych wykazują że w neogenie wyraźne były cykliczne zmiany klimatu. Okresy ciepłe i wilgotne przedzielane były okresami nie sprzyjającymi tworzeniu grubych poziomów torfowiskowych. Pogarszanie klimatu miało różnorodny charakter, w dolnych poziomach neogenu obserwowane były cykle, w których w pessimum klimat był relatywnie chłodniejszy, w górnym neogenie okresy pogorszenia klimatu miały cechy klimatu bardziej suchego, aż do wyraźnie stepowego w najwyższym pliocenie.
Zmiany głównych czynników klimatycznych: temperatury i wilgotności odbijały się w składzie zbiorowisk leśnych.
Czułym wskaźnikiem zmian temperatury jest las mezofilny, zasiedlający tereny o stałej wilgotności podłoża. Las ten w cyklach chłodniejszych ubożeje w składniki paleotropikalne, natomiast przy kolejnych ociepleniach elementy ciepłolubne powracają ponownie do lasu, ale często uboższe w taksony o największych wymaganiach termicznych.
Zmiany składu lasu mezofilnego (polegające na wycofywaniu się i powracaniu taksonów cieplolubnych) pozwalają na wyznaczenie poziomów sporowo-pyłkowych, będących wynikiem zmiennych warunków klimatycznych (tab. 1). W klimacie chłodniejszym las mezofilny stopniowo zastępowany jest przez las igłowy z niewielką domieszką roślin wiecznie zielonych w podszyciu.
Wzrost wilgotności klimatu sprzyja powstawaniu środowisk bagiennych. Pod wpływem ciepłego, wilgotnego klimatu rozwijają się lasy bagienne z Taxodium i Nyssa, a w klimacie nadal ciepłym lecz bardziej suchym dominują torfowiska zaroślowe z Myricaceae i Cyrillaceae. Nadejście ochłodzenia, przy wysokiej wilgotności, sprzyjało tworzeniu lasu bagiennego z Alnus i zaroślami paproci lub torfowisk turzycowo-mszystych.
Określenie zmian w zespołach sporowo-pyłkowych związanych z wahaniami klimatycznymi oraz poznanie charakteru tych wahań pozwoliło na odtworzenie sukcesji roślinności w neogenie (tab. 3).
zestawienie zasięgów stratygraficznych ważniejszych taksonów spor i pyłku pozwoliło na zrekonstruowanie generalnych zmian w składzie palinoflory na obszarze Niżu Polskiego w neogenie (tab. 2).

MIOCEN DOLNY
W końcu oligocenu z przeważającego obszaru Niżu Polskiego ustąpiło morze, zakończyła się sedymentacja osadów morskich i brakicznych. Z początkiem miocenu rozpoczęło się osadzanie materiału detrytycznego, zarówno nieorganicznego jak i organicznego.
W niższym miocenie dolnym w zachodniej części Niżu Polskiego (fig. 2) panowały na ogół warunki lądowe, sprzyjające sedymentacji drobnoklastycznych utworów rzecznych, jeziornych i bagiennych. Jedynie w niektórych profilach palinologicznych okolic Gubina (np. Gręzawa, fig. 1, nr 161) zaznaczył się wpływ morza w postaci osadów brakicznych z fitoplanktonem morskim (cysty Dinoflagellata). W części południowo zachodniej Niżu i częściowo na monoklinie przedsudeckiej panowały warunki sprzyjające rozwojowi bogatych i rozległych torfowisk. Osady te dały początek węglom brunatnym IV grupy pokładów - dąbrowskiej, zaliczanej (M. Piwocki, M. Ziembińska-Tworzydło, 1997) do litostratygraficznego ogniwa dąbrowskiego. Zespół sporowo-pyłkowy, charakterystyczny dla tego ogniwa wyznacza I fazę klimatyczną czyli poziom sporowo-pyłkowy Olaxipollis matthesii (tab. 1, tabl. I-III) wyraźnie zaznaczony w profilu z Ustronia (fig. 1, nr 196; M. Ziembińska-Tworzydło, 1974). Zbiorowiska roślinne, zarówno bagienne jak i las mezofilny, rosnący poza zbiornikami bagiennymi, były bogate florystycznie i zdominowane przez gatunki o dużych wymaganiach klimatycznych. Reprezentowały one geoflorę paleotropikalną (P) z elementem tropikalnym (P1) i subtropikalnym (P2) bardzo zróżnicowane taksonomicznie. Klimat był ciepły i wilgotny o charakterze subtropikalnym. Na terenach podmokłych rozwijająy się zbiorowiska krzewiaste Myricaceae-Cyrillaceae-Betulaceae. Jedynie w południowo-zachodniej Polsce w tworzeniu się pokładów węgla brunatnego większą rolę odgrywała roślinność bagiennego lasu Taxodiaceae-Cupressaceae-Nyssa.
Po ciepłym i wilgotnym okresie, w którym powszechne były rozległe bagniska, następuje okres sedymentacji ilastej, piaszczystej a nawet żwirowej. Tego typu osady związane są z ogniwem żarskim formacji rawickiej. W profilach palinologicznych widoczne jest zubożenie zespołów torfotwórczych, w których rolę wiodącą drzewa bagiennego przejmuje olcha. Jest to II faza klimatyczna, poziom sporowo-pyłkowy Alnipollenites, powszechny w profilach dolnomioceńskich zachodniej i centralnej Polski, np. w Złoczewie (fig. 1, nr 234). W zespołach nielicznie występują paleotropikalne (P) składniki lasu mezofilnego. Dominuje pyłek elementu ciepłoumiarkowanego (A1) z geoflory arktyczno-trzeciorzędowej. Zubożenie lasu mezofilnego o element wysoce ciepłolubny (P1) nastąpiło najprawdopodobniej na skutek niekorzystnych zmian klimatu. Ubogie zbiorowiska torfotwórcze pojawiają się tylko lokalnie.
W wyższej części miocenu dolnego, po okresie dynamicznej sedymentacji klastycznej, ponownie zapanowały warunki sprzyjające rozwojowi bogatych i rozległych torfowisk (fig. 3). Był to czas spokojnie płynących rzek i rozległych bagnisk na tarasach akumulacyjnych. Niskie torfowiska i lasy bagienne rozwijały się na znacznie większych obszarach niż miało to miejsce podczas tworzenia się IV grupy pokładów. Tereny torfowiskowe były często przesuszane, o czym świadczy obserwowany zły stan zachowania ziaren pyłku. W pokładach brunatnowęglowych z tego okresu występuje powszechnie silne zailenie węgla, świadczące o obecności wód przepływowych na torfowiskach. Osady te dały początek węglom brunatnym III grupy pokładów - ścinawskiej, wiązanej z III faz_ klimatyczną wyznaczoną przez poziom sporowo-pyłkowy Arecipites parareolatus (tab. 1, tabl. IV-VI). Zbiorowiska roślinne, zarówno bagienne jak i lasy mezofilne rosnące poza zbiornikami bagiennymi ponownie wzbogaciły się o liczne gatunki ciepłolubne i zostały zdominowane przez rośliny o dużych wymaganiach klimatycznych. Reprezentowały one element tropikalny (P1) i znacznie od niego liczniejszy subtropikalny (P2) o dużym zróżnicowaniu taksonomicznym. Klimat był wilgotny i ciepłoumiarkowany z pogranicza subtropikalnego. W młodszej części miocenu dolnego zbiorowiska torfowiskowe rozprzestrzeniły się na większe obszary Polski zachodniej i częściowo północnej dając początek nowej serii sedymentacji węglowej. Profile palinologiczne z takim obrazem florystycznym według M. Ziembińskiej-Tworzydło, 1992 pochodzą głównie z rejonu Turoszowa (fig. 1, nr 244).
Po ciepłym i wilgotnym okresie o słabej dynamice wód płynących z dominacją bagnisk, następuje zmiana sedymentacji na ilastą mułkową i piaszczystą Tego typu osady związane są z formacją ścinawską i krajeńską (M. Piwocki, M. Ziembińska-Tworzydło, 1997). W profilach palinologicznych widoczne jest zubożenie zespołw sporowo-pyłkowych i bardzo liczne występowanie pyłku wiązu. Jest to IV faza klimatyczna, poziom sporowo-pyłkowy Ulmipollenites (tab. 1). W zespołach sporowo-pyłkowych mało jest paleotropikalnych (P) składników lasu mezofilnego. Dominuje pyłek roślin ciepłoumiarkowanych (A1) z geoflory arktycznotrzeciorzędowej (A). Na skutek niekorzystnych zmian klimatu zbiorowiska lasu mezofilnego uległy ponownie zubożeniu w element wysoce ciepłolubny. To pogorszenie klimatu kończy najwyższy miocen dolny.

MIOCEN ŚRODKOWY
Ruchy obniżające, nasilające się w początkach miocenu środkowego, prowadzą do znacznego rozszerzenia się obszaru sedymentacji osadów organogenicznych, tworzących się w środowiskach rzecznych, jeziornych i bagiennych na obszarze Niżu Polskiego. Panujący w miocenie środkowym wilgotny, i bardzo ciepły klimat sprzyjał krzewieniu się bujnej roślinności torfotwórczej. Na podmokłych obszarach, w wyniku sprzyjających warunków paleotektonicznych powstajł grube pokłady węgla brunatnego II grupy - łużyckiej (fig. 4). Ta grupa pokładów jest eksploatowana w Polsce w kopalni odkrywkowej Bełchatów (fig. 1, nr 235-238) i Lubstów (fig. 1, nr 122). Z kopalń tych pochodzą profile palinologiczne (L. Stuchlik et al. 1990.; E. Ciuk, I. Grabowska, 1991), w których wyraźnie zaznacza się V faza klimatyczna - poziom sporowo-pyłkowy Quercoidites henrici (tab. 1, tabl. VII-X). Zbiorowiska roślinne, zarówno bagienne jak i las mezofilny rosnący poza zbiornikami bagiennymi, były bogate florystycznie i zdominowane przez gatunki o wysokich wymaganiach klimatycznych. Reprezentowały one geoflorę paleotropikalną (P) z elementem tropikalnym (P1) i subtropikalnym (P2) o dużym zróżnicowaniu taksonomicznym.
Na początku miocenu środkowego na Niżu Polskim nastąpiło znaczne rozszerzenie zbiornika sedymentacji osadów organogenicznych, a na obszarze Paratetydy - największa transgresja morska, która dotarła na Dolny Śląsk i w rejon Gór Świętokrzyskich. Ciepły i wilgotny klimat sprzyjał rozwojowi lasów bagiennych i torfotwórczych zarośli Myricaceae-Betulaceae-Cyrillaceae.
W tym samym czasie, na terenach bardziej suchych, rozwijały się ciepłolubne mieszane lasy mezofilne z dużym udziałem roślin geoflory paleotropikalnej (P), a w grupie składników geoflory arktyczno-trzeciorzędowej (A) - ze znaczną przewagą roślin klimatu ciepłoumiarkowanego (A1).
Po ciepłym i wilgotnym okresie, w którym dominowały jeziora i rozległe torfowiska, nastąpił ponownie okres przewagi sedymentacji detrytycznej. Tego typu osady związane są z formacją pawłowicką i adamowską. W profilach palinologicznych zaznacza się zmiana zespołów roślinnych, w których niewielki udział mają rośliny typowo bagienne. W zbiorowiskach torfotwórczych rolę wiodącą odgrywają krzewy z rodzin Cyrillaceae i Cleth-raceae. Jest to obraz VI fazy klimatycznej, poziomu sporowo-pyłkowego Tricolporopollenites megaexactus, znanego z wielu profilów, np. z rejonu Mirostowic (fig. 1, nr 185). W zbiorowiskach roślinnych liczne są subtropikalne (P2) składniki lasu mezofilnego. Dominuje jednak pyłek elementu ciepłoumiarkowanego (A1) z geoflory arktycznotrzeciorzędowej (A). Lokalnie pojawiajają się niewielkie zbiorowiska torfotwórcze. Z osadów ilastych wyższej części formacji pawłowickiej i adamowskiej opisano zespół VII fazy klimatycznej, poziom sporowo-pyłkowy Iteapollis angustiporatus (tab. 1), szczególnie dobrze udokumentowany w profilu Ustronie (fig. 1, nr 196).
Po okresie bardziej dynamicznej sedymentacji klastycznej, w wyższej części miocenu środkowego na Niżu Polskim ponownie zapanowały warunki sprzyjające rozwojowi bogatych i rozległych torfowisk. Osady te dały początek węglom brunatnym I grupy pokładów - środkowopolskiej (fig. 5), wiązanym z VIII fazą klimatyczną poziom sporowo-pyłkowy Celtipollenites verus (tab. 1, tabl. XI-XIII). Zbiorowiska roślinne, zarówno bagienne jak i lasy mezofilne rosnące poza zbiornikami bagiennymi ponownie wzbogaciły się o liczne gatunki i były zdominowane przez rośliny o dość dużych wymaganiach klimatycznych (reprezentujące element ciepłoumiarkowany (A1) i znacznie od niego uboższy subtropikalny (P2) słabo zróżnicowany taksonomicznie). Klimat był ciepły i wilgotny o charakterze ciepłoumiarkowanym. Był to czas spokojnie płynących wód i rozległych bagnisk z niskimi torfowiskami, z bujnym rozwojem cypryśnikowego lasu bagiennego o dużym udziale olchy. W tym poziomie (VIII faza klimatyczna) obszary torfowiskowe były, w porównaniu z całym neogenem, najbardziej rozległe. świadczy o tym najszerszy zasięg węgla brunatnego z I grupy pokładów - środkowopolskiej (fig. 5), eksploatowanej w rejonie Konina (np. odkrywka Gosławice, fig. 1 nr 120) oraz na Dolnym Śląsku jako pokład Henryk, udokumentowanym m.in. w profilu Tuplice (fig. 1, nr 163; J. Mamczar, 1960).
W późnym miocenie środkowym nastąpiło krótkotrwałe połączenie niżowego zbiornika sedymentacyjnego w jego południowo-zachodniej części z Paratetydą przedkarpacką Na obszary niżej położone wlały się od północy wody Morza Północnego. Miało to niewątpliwy wpływ na ówczesną szatę roślinną i powstające lokalne zabagnienia, które dały początek tzw. IA grupie pok_adów w_gla brunatnego. W profilach palinologicznych (z górnej części wiercenia Oczkowice (fig.1, nr 170; M. Ziembińska-Tworzydło, 1974) i z pokładu kędzierzyńskiego (np. profil Rudy, fig. 1, nr 289; S. Dyjor i inni, 1977)) występuje poziom sporowo-pylkowy Tricolporopollenites pseudocingulum przewodni dla IX fazy klimatycznej.
W młodszym neogenie (miocen górny i pliocen) nastąpiła wyraźna zmiana warunków paleogeograficznych i sedymentacyjnych na Niżu. Zanikły czynniki sprzyjające powstawaniu rozległych i długotrwałych torfowisk. Ubogie florystycznie i krótkotrwałe zbiorowiska torfotwórcze rozwijały się jedynie w niewielkich, lokalnych zabagnieniach terenu. Skończył się okres intensywnego powstawania pokładów węgla brunatnego a powszechnie panujące lasy bagienne i krzewiaste zarośla torfowiskowe zostały zastąpione przez zbiorowiska lasu łęgowego. Ostatnim śladem lasów bagiennych jest pojawienie się liczniej pyłku Nyssa w profilach typowych dla poziomu sporowo-pyłkowego Nyssapollenites X fazy klimatycznej (tab. 1), zanotowany między innymi w profilu Karolewo-Dąbki-4 przez A. Kohlman-Adamską, 1993 (fig. 1, nr 50).

MIOCEN GÓRNY
Zmiana warunków sedymentacyjnych i dalsze pogarszanie klimatu w górnym miocenie spowodowało zanikanie zbiorowisk torfotwórczych. Na rozległych obszarach Niżu Polskiego i częściowo na wyżynach powstawały jedynie nieliczne, płytkie zbiorniki z zarastającymi je torfotwórczymi zbiorowiskami turzycowo-mszystymi, szuwarowymi i olesami. Ich pozostałością są niewielkie soczewki węgla brunatnego w osadach formacji poznańskiej (fig. 6), nazwane 0 grupą pokładów - orłowską wiązaną z XI fazą klimatyczną czyli poziomem sporowo-pyłkowym Betulaepollenites- Cyperaceaepollis (tab. 1, tabl. XIV-XV) opisanym z profilu Orłowo (fig. 1, nr 42; J. Doktorowicz-Hrebnicka, 1957). W tym czasie lasy bagienne z Nyssa i Taxodium nie odgrywały już większej roli. Miejsce ich zajęły wilgotne lasy łęgowe z udziałem Alnus, Celtis, Pterocarya. Na terenach podmokłych tworzyły się torfowiska turzycowo-mszyste. Tereny suchsze zajęte były przez lasy mieszane z dużym udziałem szpilkowych, zwłaszcza sosny, i tylko nielicznymi reliktami paleotropikalnymi.
Ponad soczewkami 0 grupy pokładów przeważają osady iłów płomienistych formacji poznańskiej lub żwirowo-piaszczyste formacji gozdnickiej. Zespoły pyłkowe są ubogie gatunkowo z bardzo rzadko występującymi przedstawicielami elementu subtropikalnego (P2), głównie jako wiecznie zielone krzewy, rozproszone w podszycie lasu łęgowego. Drzewa w tym lesie to między innymi z ciepłoumiarkowanego elementu (A1) Juglans i Pterocarya i z chłodnego (A2) Carpinus i Betula. Jest to obraz XII fazy klimatycznej, poziomu sporowo-pyłkowego Carpinipites-Juglandaceae, znany między innymi z profilu Liszkowo, opracowanego przez A. Kohlman-Adamską, 1993 (fig. 1, nr 51).

PLIOCEN
W pliocenie zachodziły kilkakrotne wahania klimatyczne, które spowodowały dalsze ubożenie zbiorowisk leśnych a wzrost znaczenia roślinności zielnej. Nastąpił stopniowy rozwój luźnych lasów mieszanych, lasostepu i stepu. W tym czasie na obszarze całej Polski pozakarpackiej nie było już sedymentacji węglowej (fig. 7). W górnych partiach formacji gozdnickiej i w stropie formacji poznańskiej (ogniwo iłów płomienistych) występują jedynie cienkie wkładki ze szczątkami liści, ksylitami i detrytusem roślinnym, z których udaje się niekiedy uzyskać spektra pyłkowe. Wykazują one dość duże zróżnicowanie regionalne roślinności, ale ogólnie zawierają zespoły, które można przypisać dwóm fazom klimatycznym. Fazę XIII z poziomem sporowo-pyłkowym Sequoiapollenites wyróżniono na podstawie ostatniego, pojedynczego pojawiania się pyłku tego drzewa w neogenie Niżu Polskiego. Szczególnie wyraźnie zaznaczony w profilu Sośnica (fig. 1, nr 232; A. Stachurska, S. Dyjor, A. Sadowska, 1957). Roślinność tej fazy wskazuje na postępujące osuszenie i stepowienie (tab. 1).
Obraz pyłkowy XIV fazy klimatycznej, poziom Faguspollenites opisano z najwyższej części formacji gozdnickiej profilu Gozdnica (fig. 1, nr 186; A. Sadowska, 1992) lub równowiekowych osadów z profilu Różce (L. Stuchlik, 1994; fig. 1, nr 300), oraz stropu serii trzeciorzędowej w Bełchatowie (D. Krzyszkowski, A. Szuchnik, 1995; fig. 1, nr 235-238) jako konsekwentny poziom z dużym udziałem pyłku buka i licznym - pyłku roślin zielnych (do 30%). świadczy on o przedplejstoceńskim ochłodzeniu klimatu, rozrzedzeniu lasów i rozwoju roślinności stepowej.