La Formación Ciechocinek (también conocida como Formación Gryfice en Suliszewo [3] ), conocida en Alemania como Formación Serie Verde/Formación Grimmen [4] (en alemán: Grüne Serie ) es una formación geológica jurásica ( Toarciense inferior ) que se extiende a través de la costa báltica, desde Grimmen , Alemania , hasta Lituania , con su secuencia principal en Polonia y algunos pozos en Kaliningrado . [5] [6] Representa el área continental más grande definida como deltaica en el registro fósil, estimada en ~7,1 × 100 000 km2 ( 39 000 millas cuadradas) solo en el reino polaco. [7] Es mayormente conocida por su diversa entomofauna, compuesta por más de 150 especies de diferentes grupos de insectos, así como por sus fósiles de vertebrados marinos, incluyendo restos de tiburones, actinopterigios y reptiles marinos, junto con restos terrestres de dinosaurios , incluyendo el temprano tireóforo Emausaurus y otros aún no asignados a un género definido. [8] Sus afloramientos se derivan mayormente de la minería activa de arcilla de una balsa glaciar dislocada con sedimentos marinos someros expuestos del Pliensbachiano Superior al Toarciense tardío. [9] A partir de depósitos de arena gruesa y fina con concreciones, la arcilla pura de la Formación Ciechocinek, después de la zona falciferum, fue depositada en una cuenca restringida al sur del continente fennoscandio . Alberga una capa llena de concreciones carbonatadas, donde se recupera una gran entomofauna. [10]
La Formación Ciechocinek es la unidad hermana de la Formación Sorthat de Bornholm, siendo su sistema frontal salobre (medido gracias a la presencia de filópodos y ausencia de equinodermos y otros invertebrados estenohalinos), y la Formación Lava de Lituania (que representa un entorno más salobre al este), un entorno de anteplaya de las deposiciones deltaicas/lagunares de Sorthat, situadas al sur de esta última, y compartiendo material entre ambas debido a la presencia de un sistema deltaico medido que se desarrolló entre las dos unidades. [11] [5] La Formación Ciechocinek fue, a finales del Toarciense, un área deposicional situada en el margen noreste de la Cuenca del Norte de Alemania , donde la Formación Sorthat (alta de Bornholm, costa fennoscandinava) y la parte norte de la isla de Rügen (alta de Ringkøbing-Fyn), ambas al norte, proporcionaron los elementos terrestres de la tafocoenosis de la Formación Ciechocinek . [12] La Esquisto de Posidonia , depositada principalmente en partes más profundas cercanas de esta cuenca, se interfiere con la Formación Ciechocinek en las partes occidentales de los estados de Mecklemburgo - Pomerania Occidental y Brandeburgo . [12] [13] Sus principales equivalentes son la Esquisto de Posidonia , parte superior del Miembro Rydeback , Formación Rya (sur de Suecia ), la Formación Fjerritslev (Cuenca danesa), la Formación Sorthat ( Bornholm ) o la Formación Lava ( Lituania ). [1] También existen unidades informales abandonadas contemporáneas en Polonia: los yacimientos de Gryfice (ahora fusionados con los de Ciechocinek, región de Pomerania ), los yacimientos de Lower Łysiec ( región de Częstochowa ) o la "serie Estheria". [1]
Las canteras de arcilla de Dobbertin han sido explotadas en el pasado, siendo la más famosa la cantera de arcilla Schwinzer Hellberg. [14] Esta capa de arcilla aparece en la ladera noreste de Hellberg , y fue encontrada y excavada por primera vez en 1879 por el geólogo de Rostock Eugen Geinitz , y fue reconocida como tal. [15] [16] Los sedimentos de la Formación Ciechocinek en Grimmen fueron encontrados en 1873. El primer depósito descrito consiste en varias arcillas plásticas grises de un corte de ferrocarril de 300 m cerca del pueblo de Schönenwalde, a 4 kilómetros (2,5 millas) al norte de Grimmen. [9] [17] La arcilla extraída de Klein Lehmhagen y Dobbertin se utilizó como aditivo para la producción de hormigón. [18] Los primeros fósiles, en su mayoría amonitas (que permitieron una datación más precisa) e insectos fueron recuperados en 1894, donde Geinitz relacionó los hallazgos locales con las lutitas liásicas del sur que estudió al mismo tiempo, pero se sorprendió por la abundancia de élitros de filópodos y celopteros en los sedimentos, lo que sugiere una influencia más dulceacuícola/terrestre. [19] [20] Más tarde, utilizando las amonitas como referencia, se estableció en 1909 que las fosas de Grimmen eran diferentes, pero el equivalente regional de la pizarra de Posidonia , presente principalmente en el sur de Alemania y pelágica (siendo ambas liásicas en edad). [21] Además, algunos de los sedimentos estaban vinculados con hallazgos del Lias de Bornholm (principalmente la Formación Hasle ). [22] En 1954 se realizó un primer sondeo en Ciechocinek , donde la geología de la zona se relacionó con sedimentación jurásica, aunque no fue posible una datación concreta más allá del lias. [23] Ese primer sondeo perforado se convertiría más tarde en el pozo principal de la Formación. No fue hasta 1958, cuando el eminente geólogo Stefan Zbigniew Różycki propuso el nombre de Serie Ciechocinek, que se dejó temporalmente como una unidad informal. [2] Różycki fue el primero en estudiar en profundidad los estratos que cubren la formación, que llamó "Seria Ciechocińska" (Serie Ciechocinek), y reportar una estructura basada en rocas arcillosas, representadas por lutitas, arcillositas y pizarras con el hallazgo de arcillas con un contenido bastante alto de caolín. También se hace la primera comparación con la ligeramente más joven Seria borucicka (capas de Borurice), y se estima que las rocas eran aproximadamente de edad Liásica Tardía, con la posibilidad de encontrar sedimentos Dogger en las partes más altas. [2] Además, se sugiere que eran análogas a la serie Ostrowiec de las montañas Świętokrzyskie. [2]Estudios en la región encontraron que los sedimentos de arcilla encontrados en Grimmen tenían una distribución más amplia en las áreas circundantes, lo que llevó a la apertura de un pozo Klay cerca de Klein Lehmhagen entre 1959 y 1961. [17] Después de ese año, la extensión del pozo creció, lo que permitió estudiarlo más profundamente y tener conocimientos detallados sobre su sedimentología, así como en el pozo Dobbertin, comparándose ambos en profundidad. [24] Se encontró que estos estratos tenían profundidad y una clara deformación glaciar, con varias capas desplazadas como efecto de los erráticos glaciares. [17] Las amonitas encontradas en las capas de Dobbertin se identificaron como de edad Pliensbachiana, pero se demostró que eran amonitas Toarcienses más tarde. [22] Trabajos posteriores utilizan el nombre de Serie Ciechocinek para los sedimentos de la Cuenca Polaca, haciendo estudios sobre sedimentología en las capas ya perforadas, o fundando nuevos pozos con una composición similar de caolinita y materiales relacionados. [25] Fue en la década de 1960, cuando se sugirió por primera vez el nombre "Formazaja Ciechocińska", al mismo tiempo que la estratigrafía de la formación llevó a excluir estratos del Jurásico Medio, vinculándose ahora en primera instancia a la pizarra de Posidonia de Alemania. [26] En este momento, el contenido caolinítico se relacionó con un entorno deposicional basado en una gran sucesión deltaica, y se comparó con grandes ríos modernos, lo que sugiere un clima tropical para la formación. [27] A fines de la década de 1970 se recuperó como la sucesión Toarciense de la Cuenca Polaca, vinculada en edad a la pizarra de Posidonia y a los depósitos de Dobbertin y Grimmen de la misma edad. [28] La presencia de la pizarra de Posidonia en el ámbito alemán se citó hasta los años 90, sin embargo, este depósito está dominado por sideritas y lutitas y la verdadera pizarra de Posidonia se limita a los depósitos pelágicos del sur. [29] Las fosas arcillosas de Grimmen y Dobbertin terminaron con un destino diferente: la primera se cerró en 1995 y se llenó de agua dulce desde 2002. [17] La fosa Dobbertin, sin embargo, está protegida como monumento natural geológico desde 1991, ya que las capas expuestas se consideran una distribución excepcional de facies tierra-mar durante el Toarciense y también su fama internacional, debido a su riqueza de fósiles del margen norte de Fennoscandia. En la década de 2000 se realizó la mayor parte del trabajo en la Formación, estudiando su geología, estratigrafía y sedimentación. [30] [31] Las capas alemanas fueron clasificadas en varios trabajos recientes como parte de la Formación Ciechocinek. [32]
El material toarciense encontrado en los erráticos glaciares en Ahrensburg y el bosque de Hagen ha sido objeto de controversia debido a su origen dudoso, estando vinculado con la Formación Rya y la Formación Sorthat , así como con esta unidad. [33] Originalmente se consideró que eran de derivación local o báltica, pero eso cambió con la recuperación de concreciones erráticas en los acantilados del mar Báltico cerca de Lübeck , que se encuentran como parte del Máximo Glacial Weichseliano . [34] Los sedimentos liásico-cretácicos en el conjunto están probablemente asociados con la zona tectónica Sorgenfrei-Tornquist. El origen de estos erráticos del suroeste del Báltico, Polonia o el archipiélago danés es poco probable, ya que esas zonas están dominadas por estratos del Cretácico Tardío-Paleoceno, lo que sugiere que estos conjuntos toarcienses deberían provenir del sur/sudoeste entre STZ-TTZ y la costa báltica alemana. [33] El vínculo más claro de estos depósitos con la Formación Ciechocinek es que son idénticos en fauna y composición de facies de Grimmen y Dobbertin, también afectados por erosión y cabalgamientos subglaciales, lo que sugiere un origen estratigráfico y paleogeográfico cercano. [33]
La formación Ciechocinek está compuesta principalmente por lodos y limos, junto con lutitas y limositas pobremente consolidadas con lentes e intercalaciones subordinadas de lentes arenosas de grano fino, típicamente de 1 mm a menos de 20 cm de espesor, extendidas unos pocos metros, junto con areniscas. También están presentes intercalaciones y concreciones de siderita diagenética , alrededor de 20 cm de espesor, así como concreciones de pirita . [30] La litología de las fosas consiste principalmente en margas arcillosas de color gris-amarillo y marrón rojizo seguidas de pirita y piedras arcillosas portadoras de yeso de la parte superior de los estratos de la formación, que tienen abundantes concreciones de " marga ", llamadas "Amaltheentone". La mineralización de siderita ocurre en todos los tipos de depósitos de la Formación Ciechocinek. Incluye variedad cristalina fina, romboedros cristalinos gruesos y agregados cristalinos finos impregnados por una mezcla de hidróxidos de hierro indeterminados. [31] La mineralización de las sideritas en ciertas capas está asociada a la abundancia de materia orgánica, con su descomposición terminando en una sobresaturación progresiva de carbonatos, con una precipitación temprana en el núcleo de las sideritas. Reflejan también las condiciones de salinidad del agua, mostrando variaciones en períodos cortos, asociadas a la abundancia de materia orgánica. [31] También se han registrado esferulitas de siderita en montones cerca de Kuraszków y también aparecen esferulitas individuales o grupos de varias en el pozo Brody-Lubienia entre la lutita gris clara . [35] Los estratos están llenos de fauna principalmente marina en el reino alemán, belemnites , bivalvos , gasterópodos , cuyas partes duras se litifican y forman parte de los granos depositados. Hay facies limosas a finas y débilmente carbonáticas, con mica en el punto más al sur. [9] La litología de las capas está dominada por arcillosas y arcillas, junto con lutitas muy fosilíferas, arenas cementadas pardas, limolitas, areniscas y arenas gruesas a muy clasificadas en los niveles más bajos y más altos. [29] [36]Una evaluación litológica más profunda subdividió la litología en secciones de arena gruesa verdosa a gris, limo arcilloso con vetas de arcilla oscura y partículas de fusaína (carbón), capas de arcilla oscura con laminación lenticular, concreciones de caliza con núcleo calcítico y manto siderítico, concreciones de pirita y finalmente las capas de arcilla verdosa pura. Los lodos y lutitas consisten principalmente en partículas con el tamaño de la arcilla común, algunas con una mezcla de limo; también se encuentran lodos y lutitas arenosas en contrapartida a las arcillas y lutitas puras, sin mezclas de otras fracciones, que son raras o extremadamente raras. Las lutitas están poco consolidadas, tienden a desintegrarse, hincharse y volverse plásticas, siendo las únicas excepcionales las lutitas sideríticas pesadas, que varían de una amplia variedad de colores, desde marrón o rojo cereza, apareciendo a menudo un tono oliva. [30] Por otra parte, abundan las areniscas de cuarzo poco consolidadas , que se intercalan regularmente con limo y limolita . [30] A lo largo de las areniscas, hay granos de clorita y caolinita . Son comunes los microrestos vegetales, concentrados con lascas de mica en planos de laminación, mientras que los fragmentos de madera de mayor tamaño, de varios centímetros de longitud, también son moderadamente frecuentes. [30] Los minerales pesados están presentes e incluyen como formas euédricas más comunes el circón , el rutilo y la turmalina , junto con fragmentos angulares de rutilo , granate y estaurolita , con finalmente granos ovalados bien redondeados de circón, rutilo, granate y turmalina. Fuera de los principales minerales pesados, es posible encontrar granos bien redondeados de hornblenda verde , apatita , distena , epidota y finalmente en un estudio se encontró un grano de piroxeno . [30] Con excepción de capas delgadas de caliza, en su mayoría están cementadas. [29] Otros minerales encontrados incluyen ilita , cuarzo , calcita , feldespato y esmectita , así como en menor medida carbón. [36] También hay un alto contenido y proporción de minerales pesados inestables ( pirolusita , manganita , birnessita , todorokita y rodocrosita).) en las arcillas del Toarciense, que indican sedimentos de vulcanismo basáltico, probablemente trasladados desde estratos interiores más cercanos, como la coetánea Formación Djupadal . El vulcanismo local comenzó a finales del Pliensbachiano y se extiende a lo largo del Mar del Norte y principalmente desde el sur de Suecia . [37] En este momento, la Provincia Volcánica Central de Skåne y la Cuenca de Egersund expulsaron la mayoría de sus estratos, con influencias en la tectónica local. [37] La Cuenca de Egersund tiene abundantes lavas nefeliníticas porfídicas frescas y diques de la Edad Jurásica inferior, con una composición casi igual a las encontradas en las fosas arcillosas. Eso revela la traducción de estratos desde el margen continental por grandes canales fluviales, que terminaron en los depósitos marinos de la Formación Ciechocinek como están presentes en la Formación Sorthat . [37] [38] La arcilla tridimensional de la Formación Ciechocinek probablemente se originó como producto de la meteorización de esta, como se ve en la Formación Djupadal. [37] La actividad volcánica muy probablemente erosionó las capas subyacentes del Hettangiano - Sinemuriano de la Arenisca Höör , depositada en la costa fennoscandia como resultado de la meteorización del Precámbrico - Paleozoico . Esto se ve ya que, después de la mayor cantidad de arcillas con abundantes materiales volcánicos, se vertieron arenas repetidamente en la Cuenca del Norte de Alemania desde Skåne, como resultado de la erosión de la arenisca Höör. [39] La presencia de caolinita , relacionada con la formación continental en ambientes de clima tropical por la meteorización química de diferentes rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, junto con clorita y biotita , sugieren una deposición vinculada a fuerzas fluviales y deltaicas. Los Sudetes orientales y su antepaís son los mejores candidatos para ser el origen del material transportado, ya que tienen una composición casi idéntica, siendo los depósitos del Jurásico Inferior en el Monoclinal Fore-Sudetic vinculado al Monoclinal Cracovia-Czêstochowa, con los estratos de la Formación. [30]
Las fosas arcillosas Dobbertin y Grimmen son las principales, y son capas expuestas del Jurásico inferior donde los estratos han sido dislocados debido a la actividad glacial reciente. [39] Las capas basales de la unidad se superponen a las exposiciones locales del Pliensbachiano más tardío, que se componen principalmente de arenas y areniscas grises y verdes gruesas a finas, derivadas de un entorno marino marginal, con equinodermos y abundancia de fauna estenohalina . [19] Las capas de transición en la parte más alta de este nivel de arenas a arcillas, lo que indica un cambio del entorno de deposición, que se cree que está en una cuenca restringida. Las capas propias de la unidad comienzan con un hiato, saltando a la subzona tenuicostum del Toarciense inferior, que también está formada por arena de grano grueso a fino de origen marino poco profundo a lo largo de concreciones carbonatadas con la amonita Lobolytoceras siemensi indicando su alcance hasta la subzona semicelatum. [9] [24] [13] Luego, las capas pasan a ser dominadas por arcilla, con un nivel inicial de capas con abundantes pequeñas concreciones (subzona elegantulum), raramente si tamaños de hasta 10 cm, y que han dado lugar a la amonita Harpoceras exaratum , corroborando su alcance en la subzona exaratum. [24] [17] En la sección superior, la arcilla de la Formación Ciechocinek se convierte en capas dominadas por arena fina, lo que indica una reducción del nivel del mar debido a una regresión. Estas capas fueron datadas originalmente como subzona Falciferum, pero trabajos posteriores encontraron que provenían de las subzonas tradicionales del Toarciense tardío, es decir, Bifrons-Thouarcense. [6] Estas capas se correlacionan con rocas erráticas encontradas por toda la cuenca del norte de Alemania, y se llaman capas de Grätensandstein, y están en la Formación Ciechocinek compuesta por areniscas finas de color gris claro depositadas en capas onduladas, con restos de fragmentos de teleósteos y restos de conchas de mejillones (probablemente Pseudomytiloides sp. ). Estas areniscas se desarrollaron como concreciones cementadas con carbonato dentro de las arenas sueltas. [6] Estas arenas son el resultado de la erosión de las capas de Höör de Skåne y albergan una mayor cantidad de huellas de madera y limonita que cualquier otra capa, y también muestran la presencia de canales de flujo, y algunos pueden interpretarse como rellenos de canales. [6]En general, estos hallazgos se correlacionan con el gran sistema deltaico que se desarrolló en la cuenca del norte de Alemania, con arenas y areniscas derivadas de la Formación Ciechocinek como una deposición lateral de las extensiones iniciales del frente del delta, aumentadas en la subzona Thouarcense, donde se pueden ver canales fluviales bastante grandes al menos en Grimmen, así como la evolución correlacionada de los sedimentos se ve en el pozo Gt Schwerin. [11]
La "Serie Estheria" (en polaco: "Seria Esteriowa" ) fue una unidad informal nombrada en la década de 1950 en las montañas de Santa Cruz ( voivodato de Świętokrzyskie ), y fue nombrada debido a la abundancia de filopodos del género Euestheria (en ese momento Estheria , ahora tomado por un insecto). [40] Esta serie está compuesta por lutitas y areniscas , con su fauna característica de agua dulce-salada dominada por el género Euestheria . [41] En lugares como el pozo Płońsk 1 aparece en profundidades de 1869 a 1934 m, compuesto por areniscas suspendidas y cuarzo con carbón y lentes grises, brotes arcillosos y lutitas de color verde ceniza . [42] Otros perfiles, como el pozo de Boża Wola a 731,3-852,0 m, la "Subunidad Estheria" está compuesta por areniscas blancas, de grano fino y medio, ligeramente firmes, arcillas grises debajo de verdosas y grises y árboles de mula gris oscuro con areniscas de grano fino claro con numerosa flora carbonizada. [43] Los pozos de Lidzbark Warmiński y Polessk entre Polonia y Kalliningrado, muestran los estratos de esta subunidad: a una profundidad de 827 m (con algunos investigadores incluyendo de 806 a 900 m de la "Subunidad Estheria" ) recuperando sus capas derivadas de fluviales, compuestas por areniscas que están cubiertas por las capas del Jurásico Medio. [44] Esta sección cubre desde Lituania hasta Masuria , y muestra una transición gradual de este a oeste desde depósitos límnicos a salobres, donde en el Toarciense Inferior la zona fue drenada como lo muestra la deposición de areniscas calvas, y luego fue inundada nuevamente en la máxima extensión de la transgresión marina de Dogger. [44] La "Subunidad Estheria" límnica es común en las Tierras Bajas de Polonia, y es conocida por su composición de arenisca de color amarillo rojizo, moscovita en abundancia y hierros de color marrón y amarillo. [44] En el pozo Warszawa IG-1 y los núcleos de perforación Stara Iwiczna , la subunidad aparece a 1.639,3 - 1.738,9 m, y está compuesta por lutita verde-gris, areniscas, mulas [ aclaración necesaria ] y entretela arcillosa, a veces laminada, gris y moteada, donde el límite entre el Toarciense Inferior y el Jurásico Medio no está claro. [45] En el núcleo de perforación de Przysucha, esta subunidad tiene aproximadamente 7,5 m de arenisca, que se deposita siguiendo la sedimentación de la Formación Ciechocinek paralela hasta la cercana Kujawy . [46] Aquí las facies arenosas son comunes, y se encuentran especialmente en los pozos de Zakościele y Dąbrówka , siendo aquí el estrato dominante un complejo de areniscas con insertos y lutitas laterales de un depósito más húmedo, mientras que en Zakościtel y Sielec las areniscas cubren todo el nivel. [46]
La Serie Estheria fue recuperada por primera vez en 1951 en las cercanías de Żarnów (y luego fue encontrada en Wąsosz y Kuraszków [47] ), como una unidad con series de lutitas verdes con insertos de siderita característicos , paleosuelos con abundantes raíces, fragmentos de plantas y carbones asociados, así como abundantes icnofósiles y filópodos del género Euestheria sp. , y fue asignada a la serie informal de Żarnów hasta que Samsonowicz describió en 1954 la serie Ciechocinek, donde descubrió no solo la litología idéntica sino también que ambas compartían las especies Euestheria minuta y Euestheria brodieana . [40] A pesar de la coincidencia, la Serie Estheria fue nombrada y se vinculó informalmente con la serie Zarzecka de la región de Świętokrzyskie. [40] Esta visión fue ampliamente aceptada durante mucho tiempo, hasta que gracias a los hallazgos en el pozo Mechowo IG I, Irena Jurkiewicz estableció que esta serie era el equivalente de la serie Ciechocinek y la serie Green. Dos secciones forman parte de esta subunidad, la llamada Esterium (verde) y la serie inferior Podesteriowa (verde-vaina). [40] Esta serie está compuesta por lutitas y areniscas con rellenos de areniscas de grano fino, a veces incluso de grano medio e insertos de siderita en forma de lutitas de siderita o de color marrón o areniscas impregnadas de siderita. Además, aquí aparecen esferulitas de hierro, que se presentan en algunos niveles en masa. Estas rocas contienen mucha mica, principalmente moscovita. [40] En el área de Wyżyna Krakowsko-Częstochowska hay abundante microfauna representada por Ammodiscus glumaceus, A. orbis , A. cf. orbis , Trochammina sp. , Haplophragmoides sp. , Glomospira sp. y Lenticulina sp., además de mejillones, aunque lamentablemente debido al mal estado de conservación no se ha podido determinar (probablemente Modiolus sp. ). La megaspora Paxitriletes phyllicus se encuentra en gran número. [48]
Los depósitos de la Formación Ciechocinek están relacionados con un origen marino-salobre, siendo depositados en una cuenca sedimentaria epicontinental en Polonia, que era el brazo oriental de la Cuenca Toarciense centroeuropea . [30] Los análisis sedimentológicos apuntaron a una deposición en una cuenca poco profunda, predominantemente a más de 20 m de profundidad, con características actuales de una gran bahía salobre poco profunda. [49] La estructura del entorno deposicional principal se ha visto dividida en tres partes: en el centro, cerca de Kaszewy Kościelne había una importante cuenca marina-salobre restringida, con afluencias estacionales de agua marina. [49] A su alrededor, se desarrollaron una serie de bahías marinas-salobres restringidas, dando lugar a un entorno de transición, formado por lagunas , barreras de dunas, frentes deltaicos, llanuras deltaicas y marismas, influenciadas por agua marina-salobre. [49] Todo esto fue influenciado por facies deltaicas, que tiene su origen en partes marginales. Las sucesiones estructurales bien conservadas a lo largo de los estratos muestran que el ambiente deposicional de la formación fue fuertemente influenciado por períodos de tormentas. [50] Durante esos períodos de tormentas, las paleocorrientes transportaron arena y otros componentes desde la costa hasta los entornos distales, siendo luego reelaborados por las olas y distribuidos a lo largo del fondo marino, por varios flujos relacionados con las olas. [50] Los entornos distales muestran la influencia de las tormentas debido a la presencia de varias deposiciones laminadas de vetas de arena-limo, limo laminado cruzado , pequeñas lentes de arena y heterolitos intercalados de lodo - limo - arena . [50] Los entornos cercanos están representados en los estratos por capas de varios centímetros de espesor y paquetes de arena, con varias trazas y estructuras sedimentarias, como marcas de ondulación paralelas a las olas y de lecho cruzado. A lo largo de estos estratos, los fósiles traza se depositan en entornos donde los análisis geoquímicos muestran la presencia de una influencia de agua salobre en la cuenca. [50] El componente principal de los depósitos son lodos, areniscas intercaladas y limos dispuestos sobre una alta variedad de estructuras, con al menos doce litofacies que van desde sedimentación de grano fino hasta bancos arenosos dominados por olas. Se cree que la sedimentación dominante fue por sedimentación tranquila de lodos y limos en suspensión, que probablemente provienen de las cercanías de las desembocaduras de los ríos . Se trataba de una cuenca sedimentaria con un influjo continuo de arcilla y limo fino , a la que se traía arena por eventos como el transporte fluvial, tormentas, efectos eustáticos y otros relacionados. [51]Hay una sucesión detallada de cambios en los estratos con el tiempo, donde la ubicación de las desembocaduras de los ríos cambió debido a efectos como la progradación de los deltas, la detención del flujo de los canales de los ríos y los cambios eustáticos de larga duración del nivel del mar, todo lo cual puede confirmarse por la presencia de microestructuras como resultado de la erosión y la laminación cruzada en las facies de lodo-limo. [51] Una transgresión marina correlacionada con el aumento del nivel del mar en el Toarciense Inferior es claramente visible en el área de Silesia-Cracovia, donde el mar invadió la depresión polaca, lo que resultó en el final de la sedimentación aluvial del Pliensbachiano , que se puede observar en la Formación Blanowice subyacente . La presencia de sedimentación aluvial todavía en los ambientes cercanos a la costa, como un efecto probablemente relacionado con las inundaciones. [51] En algunas capas se observó que la química del agua de mar estaba cambiando a medida que la deposición continúa en las capas más recientes de la Formación Ciechocinek, lo que implica la posible formación de un ambiente salobre, probablemente debido a la sedimentación de corrientes fluviales. La mayoría de los rastros de invertebrados reportados de la formación, provienen de estas capas. [51] Contiene varios quistes de dinoflagelados marinos, revestimientos de foraminíferos y un fósil de trazas relativamente diverso, como Planolites , Palaeophycus , Helminthopsis , Gyrochorte , Protovirgularia , Spongeliomorpha y Diplocraterion asociados con mineralización de pirita. [51] [50] En los niveles superiores de la formación hay un claro cambio en la sedimentación: una regresión marina con una progradación aluvial palatina. El mar dejó lagos, lagunas, deltas, manglares a lo largo de la costa, con el surgimiento de la tierra confirmado por la aparición de raíces de plantas y grietas de desecación . [51] Esto también se muestra en los cambios en la fauna presente, donde los fósiles traza se hacen más abundantes, especialmente Planolites y hay aparición de filópodos del género Eustheria , lo que refleja la disminución de la salinidad del agua. [50]
Los procesos diagenéticos locales no fueron suficientes para transformar la caolinita, pero pueden haber alterado la esmectita y las capas mixtas en ilita y/o clorita . [53] Los niveles de arcilla de la parte inferior de la Formación Ciechocinek tienen una importancia económica real debido al desarrollo litológico y al menor contenido de siderita . [53] Estos estratos están llenos de recursos económicos y reservas de materias primas que son buenas para la construcción de cerámicas y algún tipo de arcillas de gres. [53] Las variedades de caolinita que se pueden convertir en materias primas cerámicas solo se pueden esperar localmente en regiones donde su contenido aumentó adicionalmente como resultado de la erosión y la resedimentación de cubiertas meteorizadas más antiguas (especialmente del Pliensbachiano). [53] Debido al calentamiento global y la amortiguación del clima del Toarciense inferior, el enriquecimiento con caolinita se vio comúnmente en la parte superior de la formación, pero el aumento periódico en la progresión había hecho que estos depósitos dejaran solo heterolitos de limo y arena. [53]
Los sedimentos pertenecientes a la formación en Mazovia han revelado potencial (basado en datos geológicos y geofísicos) para ser sitios de almacenamiento de CO2. [ 54] Los parámetros petrofísicos obtenidos tanto de análisis de núcleos directos como de los calculados para las escalas totales de la Formación Ciechocinek en la región norte tienen una buena cantidad potencial de CO2 , en comparación con los colectores de la Formación Drzewica y otras formaciones más antiguas. [54] El análisis realizado por investigadores italianos anteriores encontró porosidades en el rango de 1,53-11,56%. Un solo heterolito de la Formación Ciechocinek arrojó valores de 15,1% y 0,159 mD , respectivamente. [54] Los datos de archivo para varias secciones de la Formación Ciechocinek muestran una porosidad en el rango de 3,67-22,59% y una permeabilidad de <0,1 a 50,92 mD. [54] Estos niveles suelen estar bloqueados por la existencia de deformaciones discontinuas dentro de la región y la documentación de las propiedades petrofísicas del sistema es muy pobre. [54]
La Formación Ciechocinek en la Cuenca Polaca representa principalmente una bahía masiva y poco profunda de agua dulce/salobre, con una parte inferior depositada en un ambiente restringido en alta mar, con depósitos lagunares, deltaicos y otros depósitos costeros, que se traducen en un ambiente más profundo, casi completamente marino en la región de Pomerania . [55] Concretamente, la Formación Ciechocinek era una cuenca que cubría los depósitos cercanos a la costa del Macizo de Bohemia Oriental y del Norte y el margen suroeste de Fennoscandia [56] En Parkoszowice, las orillas del Macizo de Bohemia Oriental terminaban en un gran delta, donde se depositaban materia orgánica y troncos. [56] Esta zona tiene condiciones acuáticas más desarrolladas con una marcada influencia marina, donde la presencia de un río proveniente de la República Checa , ya que la materia orgánica que se tradujo a la orilla probablemente se derivó de sedimentos térmicamente maduros, estratos carboníferos presentes en el margen oriental del macizo. [56] El pozo de Brody-Lubienia representaba la sección costera del escudo fenoescandinavo, con también deltas fluviales, pero con una influencia terrestre más fuerte, y con material erosionado por el río procedente de esquistos negros del Ordovícico / Silúrico de Lublin . [56]
En la cuenca polaca , se ha encontrado recientemente (basándose en estudios de fitoclastos en material terrígeno) anomalías negativas agudas (CIE) en las curvas de 13 C, lo que atestigua nuevos episodios de calentamiento gradualmente creciente. [57] La presencia de abundante arcilla en los depósitos marinos sugiere un gran flujo de facies terrestres. [55] Hay una sobreimpresión diagenética significativa (especialmente illitización de esmectita ), con profundidades de enterramiento de hasta 2000 m, y la mayoría de los sedimentos estudiados no han sido enterrados más de 1500-2000 m, lo que indica que los sedimentos del Toarciense no fueron modificados a escala visible por diagénesis térmica . [55] El contenido de caolinita de los estratos de la formación es importante, debido a su resistencia a las condiciones diagenéticas, mientras que en los depósitos de Ciechocinek se observa que no hubo suficiente diagénesis para transformar la caolinita en illita , con los minerales arcillosos detríticos y la materia orgánica es muy inmadura, ya que los palinomorfos muestran baja acción térmica. [55] [58] Esta caolinita se recuperó principalmente en el pozo Brody-Lubenia , ubicado al final de un gran sistema fluvial. [59] En la cuenca epicontinental polaca, el carbono orgánico total de los depósitos de Toarciense carece de conexión con los cambios climáticos observados en todo el mundo, con el carbono orgánico asociado con el enterramiento de materia terrestre. [55] La parte inferior de la Formación Ciechocinek muestra condiciones de enterramiento de sedimentos, típicas en condiciones climáticas moderadas, reflejadas por la reducción del contenido de carbono debido al inicio del calentamiento, tal vez relacionado con la inundación marina debido a la transgresión del Toarciense Temprano, retrabajando los depósitos pantanosos de las tierras bajas. [58] [55] Durante esta etapa hubo un tiempo claro de mayor erosión y escorrentía, que se mostró en las masas de tierra circundantes, que dieron como resultado el envío de sedimentos con diversas mineralogías a la cuenca marina. [58] [55]
La presencia de facies verdes en el Reino Polaco moderno está relacionada con un paleoambiente de piedra de hierro antiguo, con facies marinas someras que muestran una presencia decreciente de hierro. [30] [58] La ocurrencia de este tipo de depósito en estratos modernos está relacionada con regiones intertropicales en las proximidades de desembocaduras de ríos, donde la composición mineral de arcilla fue moderadamente alterada por los efectos de los movimientos tectónicos locales, cambios en el nivel del mar, erosión y reciclaje de sedimentos antiguos o por clasificación hidráulica durante el transporte y deposición. [58] [60] Esas relaciones realizadas atribuyen los estratos a la deposición en un clima cálido y muy húmedo, con ambientes pantanosos o pantanosos dominantes, a lo largo de ambientes marinos salobres, que consisten en lagunas , ensenadas , estuarios , manglares , deltas de baja energía y cerca de campos de olas de arena o islas barrera, similares a las islas del Mar Caribe modernas y ambientes costeros. [30] [58]
La alta presencia de caolinita en los estratos de la formación sugiere una meteorización bioquímica en clima tropical o subtropical húmedo con lluvias perennes, ya que los depósitos de caolinita modernos suelen estar presentes en entornos de jungla húmeda. [61] [58] [55] Los hallazgos en toda Europa en estratos Toarcienses sugieren que la formación de caolinita en suelos tropicales y su deposición en sedimentos marinos podrían ser casi contemporáneas durante el Jurásico Temprano en el Dominio Peritetio. [55] [61] En el pozo de Suliszowice se registró un cambio mineralógico gradual, mientras que en el pozo de Mechowo hay una clara oscilación del contenido de caolinita, donde también se recuperan ciclos de Milankovitch , variaciones climáticas cortas debido a la deposición de la caolinita en facies marinas, donde un cambio en las condiciones climáticas provocó un aumento local de la erosión y la reelaboración de rocas caoliníticas prejurásicas. [61] La disminución de la caolinita en los estratos puede sugerir un clima cálido pero menos húmedo. [61] En la parte media de la Formación Ciechocinek, como muestra la exposición de la abundante cantidad de saolinita que se desarrolló como resultado de la intensa humedad de los ambientes, con la creciente presencia de varios fósiles y minerales en los estratos fuera de las mediciones de la precipitación de hierro. [61] [55] La materia orgánica es de tipo III kerógeno, con fragmentos de plantas microscópicas y varios rastros de materia orgánica. Hay material fúngico presente, donde se muestra cómo un aumento en el número de especímenes puede estar vinculado al cambio climático en el Toarciense inferior. [62] Además de eso, mediante el uso de datos minerales de arcilla fue posible establecer cómo los cambios en el Toarciense temprano afectaron la Cuenca Polaca: el aumento de las temperaturas se midió por los cambios en la deposición de caolinita en el margen polaco de la Formación, donde se expone que el clima subtropical de la región se vio afectado por las escorrentías de los reinos de Tethy, con el evento de súper invernadero/anóxico vinculado a la expulsión de metano. [61] Hubo una disminución de las precipitaciones hacia el límite Tenuicostatum-Falciferum, exponiendo una transición a condiciones menos húmedas, notada por la cantidad decreciente de caolinita. [61] [55]
La flora de la cuenca carbonífera de Lublin se encuentra en la mina de carbón de Bogdanka en el pozo L-95, está dominada principalmente por Bennettitales y Cycads , mientras que Ginkgo y Cheirolepidiaceae , están subordinados, lo mismo para los helechos , donde se encuentran solo los grandes arbóreos. [63] [64] La flora está por encima de los estratos carboníferos , con un estado de conservación de la flora jurásica claramente diferente y también es diferente de la flora de Świętokrzyskie ( Hettangian ). La flora tiene detritos, formando los componentes principales de las láminas en areniscas, a lo largo de numerosos lignitos , que prueban la ocurrencia de numerosos incendios a nivel local. [63] [64]
La materia orgánica encontrada incluye las biomoléculas más antiguas conocidas (ácido labdanoico, ferruginol , sugiol y 7-oxototarol) de los "carbones pardos de Blanowice", lo que prueba la presencia de abundantes incendios forestales y/o incendios de turba en la formación, con las familias Cupressaceae y/o Podocarpaceae como principales especies vegetales formadoras de turba. [65] Una revisión posterior de los lignitos de los carbones pardos había revelado una importante distribución de derivados de benzohopano en estos carbones y areniscas circundantes, que implican probables diferencias en el grado de biodegradación , y también un bajo rango de carbonificación, típico de los lignitos . [66] Estudios posteriores más amplios muestran una influencia realmente grande de los incendios en la región. [49] Después del Evento Anóxico Toarciense en el llamado "Kaszewy-1" (donde el Toarciense forma unos 150 m de los estratos) la actividad de incendios forestales se registró ampliamente. [49] La gran abundancia de carbón vegetal es el principal indicador de la actividad de incendios a nivel local, pero también lo son los hidrocarburos aromáticos policíclicos , cuya abundancia refleja un aumento de la actividad de incendios forestales. [49] La abundancia de partículas gruesas de carbón vegetal es baja, mientras que las partículas finas de carbón vegetal son más abundantes en casi todas las muestras medidas, vinculadas [ aclaración necesaria ] a pequeñas reducciones del nivel del mar a nivel local. [49] El hidrocarburo policíclico más abundante encontrado localmente es el fenantreno , y los datos de carbón vegetal muestran cómo los incendios aumentaron localmente alrededor de la Excursión de Isótopos de Carbono en el Evento Anóxico Toarciano en Todo el Mundo. [49] Durante este período, la mayoría de los estratos de la región muestran al menos seis períodos de intensificación de incendios, que son coetáneos de otros encontrados en Yorkshire , Gales y Peniche . [49]
Se han encontrado esporomorfos , siendo Minerisporites richardsoni uno de los más abundantes, siendo un género relacionado con Isoëtaceae . Otros ejemplos de flora incluyen helechos , bennettitales y cícadas . [67] En las capas recientes hay más flora como respuesta a la caída del nivel del mar, con la presencia de fragmentos de madera más grandes, de hasta 1 m de largo, junto con troncos. [51] [58] Hay un alto predominio de esporas en toda la Cuenca Polaca observada en los estratos del Toarciense Inferior, con un promedio de solo 20% de granos de polen bisacados contra 80% de esporas, contrastando con los otros estratos de intervalos más antiguos del Jurásico Temprano. [67] La presencia de abundantes esporas está relacionada con factores paleoclimáticos, ya que los sedimentos muestran que el clima en ese momento era mucho más cálido y mucho más húmedo (con una pequeña excepción en la biocronozona Tenuicostatum) que en el intervalo Hettangiano - Pliensbachiano . [67] La relación grano de polen bisacado/espora en los depósitos del Toarciense inferior en Polonia siempre está fuertemente sesgada hacia las esporas, que dominan incluso en los entornos salobres y marinos. [67] El predominio de las esporas probablemente estuvo asociado con fluctuaciones climáticas regionales, asociadas con la proximidad del Mar de Europa Occidental en Pomerania , y un clima más continental relacionado con altitudes mayores en el este. [67] Estos hallazgos están relacionados con el polen y los restos de plantas encontrados en la Formación Hsiangchi china (también Toarciense), lo que apunta a un clima cálido y húmedo, que cambió después a condiciones más secas, como se observó en la Cuenca de Quaidam. [67]
El entorno de la Formación Ciechocinek salta de una deposición marina marginal en los sedimentos más antiguos a un frente deltaico en sus capas más jóvenes. [24] El intervalo Toarciense inferior consiste principalmente en arena de grano fino que pasa hacia arriba en arcilla limosa laminada bituminosa negra y arcilla pura, lo que refleja un entorno deposicional retrógrado cercano a la costa, donde los entornos marinos se redujeron y la influencia del agua dulce creció. [68] [69] La evolución de las condiciones locales se puede rastrear en los núcleos KSS 5/66 y Barth 10/65, y está marcada por un evento transgresivo inicial manifestado localmente por un nivel de pizarra de Posidonia , que evoluciona gradualmente hacia la "Formación Grimmen"/Ciechocinek depositada en general en un entorno offshore a prodeltaico, con la expansión de capas fluviales provenientes de Fennoscandia (atravesando la Formación Sorthat ) y el macizo de Bohemia. [4]
La sección superior, a la que me refiero como zona Bifrons-Thoaurense, está compuesta por arena de grano fino con vetas de arcilla, depositada muy probablemente sobre un sistema deltaico en crecimiento, a medida que los restos de plantas aumentan drásticamente, lo que prueba una disminución de las profundidades de las aguas marinas cercanas con una propagación del frente del deltaico que viene del norte, desde el continente fennoscandio. [6] En un alcance paleogeográfico más amplio, los sedimentos y la biota terrestre se originan claramente en el margen sur de Fennoscandia, donde el borde erosivo del cratón cristalino del Proterozoico entregó grandes cantidades de material. [33] Estos formaron una franja clástica de llanuras deltaicas y aluviales a lo largo de la costa sur de Fennoscandia. Los entornos dominados por la arcilla de la Formación Ciechocinek se depositaron en una cuenca restringida, con ausencia de grandes ondulaciones y ondulaciones que descartan la influencia de la acción de las olas. [24] El equivalente lateral de Polonia representa una acumulación marina salobre superficial con condiciones más húmedas, ya que la miospora dominante es del género Paxillitriletes phyllicus ( Isoetales ), lo que indica un cambio climático de moderado y relativamente seco a cálido y húmedo a principios del Toarciense en la cuenca polaca. [70] Esto es diferente en la Formación Ciechocinek en Grimmen, ya que la palinoflora dominante está compuesta por Inaperturopollenites ( Cupressaceae o Pinaceae ) y abundantes Spheripollenites y Classopollis ( Cheirolepidiaceae ). [29] Este registro palinológico coincide con los datos de los niveles hermanos Toarcienses de la Formación Sorthat , donde Spheripollenites comprende el 95% de la palinoflora, a lo largo de la cutícula queirolepidácea Dactyletrophyllum ramonensis y el pico de las hojas de Pagiophyllum , indicadores de climas semidesérticos a mediterráneos, lo que implica un evento de calentamiento abrupto. [71] Los ambientes acuáticos se caracterizaron por una falta de fauna bentónica , con solo algunos rastros de anélidos y mudas de crustáceos , donde los bivalvos se limitan a Parainoceramya dubia y abundancia del gasterópodo holoplanctótico Coelodiscus minutus , con una grave falta de fauna estenohalina, desde equinodermos a belemnites. Esto, junto con la enorme abundancia de filópodos, indica una fuerte influencia de agua dulce del delta en desarrollo coetáneo desde el norte, especialmente en la sección Bifrons en adelante. [24][6] La fauna de vertebrados está dominada por peces actinopterigios (especialmente Leptolepidae ) seguidos de reptiles marinos. Se encuentran junto a una fauna extraordinariamente rica de insectos terrestres, así como restos de arañas y dinosaurios, lo que indica la presencia de ambientes terrestres adecuados en las cercanías. [68]
Los grandes sistemas deltaicos Toarciense - Bajociense se encuentran localmente con la línea de costa aquí, influenciados por la proximidad entre biofacies de agua salobre a agua dulce y continental. [11] La cuenca del norte de Alemania muestra que en aproximadamente 14,4 ma, cuatro fluctuaciones relativas del nivel del mar de tercer orden llevaron a la formación posterior de cuatro generaciones de deltas individuales en el Bifrons-Thouarsense ( Toarciense ), Murchisonae-Bradfordensis ( Aaleniense ) y Humpresianum-Garatiana ( Bajociense ). [11] La sección Toarciense estaba dominada por deltas regresivos alargados dominados por ríos, que se debían a la caída del nivel del mar, la progradación del delta dirigida de sur a suroeste entre el Toarciense Inferior-Superior, que se depositó como 40 m de sucesiones deltaicas, encontradas en lugares como Prignitz (Este) y Brandeburgo (Norte). [11] En la zona de Bifrons (180,36-178,24 ma) a la zona de Thouarense (176,23-174,97 ma) se produjo la construcción final de las llanuras del delta local, donde hubo un estiramiento de unos 200 km desde los márgenes norte de la cuenca hasta el centro. [11] Los deltas locales toarcienses son en su mayoría regresivos o constructivos, con una morfología alargada caracterizada, cubriendo con sus llanuras aproximadamente 15.000 km2 ( 5.800 millas cuadradas) (Bifrons) a 20.000 km2 ( 7.700 millas cuadradas) (Thouarsense). [11] Las llanuras del delta superior carecen de cualquier influencia marina, con biofacies compuestas principalmente por palinomorfos, donde en el suroeste la parte inferior de las llanuras muestra la influencia de incursiones marinas temporales. La llanura inferior del delta cubría aprox. 10.000 km2 ( Bifrons). [11] Los deltas estaban conectados con varias redes de cinturones de canales deláticos, donde en zonas como Usedom (noreste) hay un camino claro con bifurcaciones y reunificación de los cinturones de canales. [11] En la llanura del delta inferior, los detritos de plantas y los restos de madera son muy comunes, depositados probablemente en bahías interdistributarias formaron ensenadas, gracias a inundaciones de desbordamiento de los distribuidores cercanos, que cubrieron aproximadamente 2000 km2 ( Bifrons). [11] Luego, en el Thouarsense, resultó en la construcción final de llanuras del delta que se extienden unos 200 km desde los márgenes de la cuenca norte hasta el centro de la cuenca, con llanuras del delta inferior que alcanzan los 14.000 km2 ( 5.400 millas cuadradas). Los detritos se introdujeron en estas bahías desde los distribuidores vecinos debido a inundaciones de desbordamiento, grietas y/o avulsión. [11]
Los insectos son abundantes en el reino alemán, incluidas colecciones de hasta 3000 especímenes. [10] El reino alemán tiene un límite compuesto de pizarra bituminosa, que representa un antiguo entorno influenciado por la costa, probablemente lagunar, y contemporáneo con la pizarra de Posidonia y específicamente la Formación Sorthat de la misma región. Se ha encontrado madera fósil en el mismo lugar, incluida madera flotante y otras relacionadas con Araucariaceae , presente en otros entornos europeos de la era Toarciense. [72] De la fauna de invertebrados, se han encontrado insectos, bivalvos, caracoles marinos y amonites (género Tiltoniceras , Eleganticeras y Lobolytoceras ). [72] La fauna de vertebrados también es variada, con fósiles del género de peces Saurorhynchus , [73] y el nuevo género Grimmenichthys [74] y Grimmenodon . [75] Los fósiles de reptiles incluyen Ichthyosauria indet., Plesiosauria indeterminado , plesiosaurios romaleosáuridos , Mesoeucrocodylia indeterminado (probablemente relacionado con Sichuanosuchus ), Thalattosuchia indeterminado , [76] un posible pterosaurio , [77] el tireóforo basal Emausaurus , un material de saurópodo terópodo y gravisaurio , relacionado con el Tazoudasaurus del norte de África . [72] [8]
En el reino polaco la fauna está representada por conchostracos , raros foraminíferos y escasos ostrácodos como componentes principales, con ocasionales bivalvos indeterminados, gasterópodos y dientes y escamas de peces. [78] Estas capas son abundantes en icnoespecies de fauna de invertebrados, incluyendo principalmente organismos marinos, como Planolites (animales parecidos a gusanos), Palaeophycus ( Polychaeta ), Protovirgularia ( Nuculoidea ) y Spongeliomorpha ( Decapoda ). [79]
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