Trias

Autor opracowania: prof. dr hab. Bronisław Matyja

Trias wykształcony jest typowo dla basenu środkowoeuropejskiego (germańskiego) i reprezentowany przez facje pstrego piaskowca, wapienia muszlowego i kajpru. Facje te osadzone są w podziale chronostratygraficznym (fig. 8),

Fig. 8. Uproszczony schemat litostratygraficzny triasu obrzeżenia Gór Świętokrzyskich (według Tabeli Stratygraficznej Polski 2008). 1 – Kompleks obejmujący formacje: z Siodeł, Jaworznej, Opoczna, Zagnańska, Goleniaw, Stachury

ale ze względu na ubogą dokumentację biostratygraficzną w pstrym piaskowcu i kajprze, dla szeregu szczegółowych kwestii, takich jak usytuowanie granicy permu i triasu, zasięg przerw w sedymentacji, czy korelacja stratygraficzna, stosowano także magnetostratygrafię, stratygrafię sekwencji, czy nawet litostratygrafię. Stąd stratygrafia utworów triasu w Górach Świętokrzyskich odnoszona jest nadal do takich pojęć jak dolna, środkowa i górna część każdej z trzech facji.

Podczas triasu Góry Świętokrzyskie jako część tzw. stabilnej Europy przesuwały się z suchej, subtropikalnej strefy klimatycznej (ok. 25o szerokości geograficznej północnej) we wczesnym indzie, do bardziej wilgotnej strefy położonej niemal 1700 km ku północy (ok. 40o) pod koniec retyku (Nawrocki 2008). Świadomość tej wędrówki pozwala lepiej zrozumieć przedstawioną poniżej charakterystykę i ewolucję osadów i środowisk triasu.

Pogranicze paleo- i mezozoiku w Górach Świętokrzyskich charakteryzuje się występowaniem czerwonych osadów klastycznych, z których część zaliczana jest do facji czerwonego spągowca, a część do pstrego piaskowca. Kryterium odróżniającym te facje jest pojawienie się materiału klastycznego spoza obszaru Gór Świętokrzyskich; facja czerwonego spągowca zawiera wyłącznie miejscowy materiał klastyczny, dla facji pstrego piaskowca obszar alimentacyjny znajduje się poza obszarem Gór Świętokrzyskich.

PSTRY PIASKOWIEC
Osady pstrego piaskowca zalegają zarówno na osadach permu jak i na osadach starszych. Relacje do starszego podłoża, śledzić można na Miedziance, Miedzianej Górze, w Dołach Opacich, w Jaworzni, na Szczukowskich Górkach, w Wietrzni, w Zachełmiu, w przekopie szosy krakowskiej w Radkowicach, a także obserwując żyły zasypowe na grzbiecie Góry Zamkowej, Zelejowej i w kamieniołomie na Rzepce. Z powyższego wynika, że w trakcie sedymentacji pstrego piaskowca zaznaczała się zróżnicowana morfologia podłoża, co zarejestrowane jest również w zróżnicowanym i kapryśnym rozkładzie miąższości tej facji, zmieniającej się od zera do kilkuset metrów. Należy sobie jednak równocześnie uzmysłowić, że dominujący nadal w krajobrazie górotwór świętokrzyski z obszaru o przewadze erozji zmieniał się stopniowo w obszar sedymentacji obniżony w stosunku do obszarów sąsiednich. Wśród skał, których niszczenie dostarczało materiału terygenicznego były, oprócz klastycznych skał osadowych, również skały magmowe (dostawcy turmalinu, granatu, cyrkonu, rutylu, muskowitu i biotytu) i w mniejszym stopniu skały metamorficzne (dostawcy staurolitu, sylimanitu i epidotu – Burzewski i Heflik 1962). Otoczaki skał wulkanicznych w zlepieńcach pstrego piaskowca znalazł też w okolicach Jaworzni R. Fuglewicz (1967). Należały one do law ryolitowych lub dacytowych i tufów porfirowych. Takie skały magmowe i metamorficzne nie występują na obszarze Gór Świętokrzyskich. Trop poszukiwania obszaru alimentacyjnego prowadził więc zarówno śladem występowania skał krystalicznych, jak i wskaźnikami kierunków transportu materiału klastycznego. Oba tropy prowadzą na południe i południowy wschód od Gór Świętokrzyskich (Senkowiczowa i Ślączka 1962).

W obręb facji pstrego piaskowca zaliczane są klastyczne utwory dolnej i środkowej jego części i węglanowe utwory facji retu. Wiekowo reprezentują one ind i niemal cały olenek, acz istnieje "generalna zgoda" (Haas i Gőtz 2008), że w basenie niemieckim granica pomiędzy permem a triasem biegnie w obrębie facji pstrego piaskowca. Podobne zdanie w odniesieniu do tej granicy w Górach Świętokrzyskich prezentują T. Ptaszyński i G. Niedźwiedzki (2004).

Utwory facji pstrego piaskowca wpisano w 5 cyklów transgresywno-regresywnych. Trzy z nich dotyczą utworów dolnego i środkowego pstrego piaskowca (Kuleta i Zbroja 2006), dwa ostatnie dotyczą retu (Senkowiczowa 1970, Szulc 2000). Cykle te rejestrują się bardzo różnie w wykształceniu i miąższościach facji pstrego piaskowca w trzech regionach obrzeżenia:
- północno-wschodnim, położonym na północ od uskoku świętokrzyskiego i blisko krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego, charakteryzującym się okresami niedepozycji i/lub erozji oraz wyraźnie większym niż w pozostałych regionach udziałem utworów gruboklastycznych i klastycznych w facji retu,
- północno-zachodnim, także położonym na północ od uskoku świętokrzyskiego, z najbardziej miąższymi (900-1100 m) i najpełniejszymi profilami,
- południowo-zachodnim, o stosunkowo niewielkich i zmiennych miąższościach (0-400 m) i brakiem niektórych części cykli.

Cykle transgresywno-regresywne dla dolnego i środkowego piaskowca przedstawiono wg M. Kulety i S. Zbroi (2006). Do pierwszego cyklu transgresywno-regresywnego zaliczono utwory (patrz fig. 8), które w najbliższym sąsiedztwie paleozoiku Gór Świętokrzyskich reprezentowane są przez czerwonobrunatne i brunatno-zielone mułowce margliste, przewarstwione lokalnie piaskowcami drobnoziarnistymi i zlepieńcami, a lokowane w środowisku jeziornym (formacja z Siodeł). Nadścielają je brunatno szare piaskowce drobnoziarniste (formacja z Jaworznej), niekiedy ze zlepieńcami i brekcjami w spągu (ogniwo z Zachełmia). Środowisko formowania się utworów formacji z Jaworznej odnoszone jest do nadbrzeżnej równiny aluwialnej. Bardziej ku zachodowi, być może obocznie w stosunku do wyższej części formacji z Siodeł i do formacji Jaworznej, występują brunatne piaskowce, mułowce z dużą ilością łyszczyków i iłowce (formacja ze Szczukowic). Formowały się one w środowisku jeziornym lub płytkiej zatoce morskiej, występują w osiowych częściach synklin: piekoszowskiej i gałęzicko-bolechowickiej, a dostępne są bezpośrednim obserwacjom w kamieniołomie w Jaworzni. Regresywną fazę pierwszego cyklu reprezentują utwory piaszczyste i piaszczysto-zlepieńcowate formacji z Zagnańska, tworzące zwartą pokrywę miąższą do 300 m, okalającą obecnie, a przykrywającą wówczas, sporą część masywu górskiego. Do utworów tej formacji odnoszą się wspomniane powyżej znaleziska okruchów skał magmowych i metamorficznych (Burzewski i Heflik 1962, Fuglewicz 1967) i pomiary kierunków transportu materiału klastycznego, wskazujące na obszary alimentacyjne położone na południu i południowym wschodzie (Senkowiczowa i Ślączka 1962). Na bliskość obszaru alimentacyjnego w najbardziej południowej części północno-wschodniego obrzeżenia, w okolicach Opatowa, wskazują zlepieńce polimiktyczne (ogniwo z Czerwonej Góry). Utwory formacji z Zagnańska tworzyły się w środowisku rzek roztokowych. Na północnym obrzeżeniu, wśród utworów rzecznych formacji z Zagnańska, ale głównie na tych utworach, rozwinęło się środowisko eoliczne, z szeroką gamą struktur osadów wydmowych i międzywydmowych (ogniwo z Tumlina). Miąższość utworów eolicznych sięga 150 m.

Początek drugiego cyklu transgresywno-regresywnego wiąże się z transgresją morską. Formacja z Goleniaw, odpowiadająca transgresywnej części cyklu, obejmuje piaskowce drobnoziarniste i wapienie ooidowo-bioklastyczne, zawierające akritarchy i małże Avicula murchisoni (Geinitz). Osady morskie rozprzestrzenione były na północno-zachodnim i południowo-zachodnim obrzeżeniu (Kuleta i Zbroja 2006). Na północno-wschodnim obrzeżeniu cykl drugi i transgresywna część cyklu trzeciego reprezentowane są przez środowisko koryt rzecznych i równi zalewowych (formacja z Wiór), a w obrysie dzisiejszego padołu strawczyńskiego czy synkliny gałęzickiej całe cykle drugi i trzeci reprezentowane są przez środowisko rzek meandrujących (formacja z Piekoszowa). Regresywna część drugiego cyklu zaznaczyła się w najbliższym otoczeniu paleozoicznego masywu lukami stratygraficznymi.

Transgresywna część trzeciego cyklu jest terytorialnie ograniczona do północno-zachodniego obrzeżenia (formacja ze Stachury). Tworzą ją brunatno-szare utwory klastyczne o rozmaitej frakcji. W stropie i spągu formacji przeważają piaskowce drobno- i średnioziarniste. Środowisko morskie identyfikowane jest poprzez ooidy, fragmenty glonów wapiennych (?Dasycladaceae) i bioklasty. Obecność glonów sugeruje powstanie pierwszych połączeń obszaru Gór Świętokrzyskich z obszarem Tetydy (Szyperko-Teller 1988, Szulc 1995), ale brak w tym samym czasie morskich osadów na północno-wschodnim i południowo-zachodnim obrzeżeniu może dowodzić dość skomplikowanego obrazu owych połączeń. Regresywną fazę tego cyklu reprezentują lądowe utwory formacji z Samsonowa szeroko rozprzestrzenione w obrzeżeniu, a reprezentowane głównie przez brunatne i pstre mułowce i iłowce z gruzłami węglanowymi. Utwory tej formacji reprezentują środowiska rzek meandrujących, z rozległymi równiami zalewowymi i środowiska jeziorzysk.

Miąższość środkowego pstrego piaskowca w najbliższym sąsiedztwie paleozoiku Gór Świętokrzyskich wynosi do 200 m, ale trzykrotnie wzrasta w kierunku północnego zachodu.
Granicę pomiędzy środkowym a górnym pstrym piaskowcem wyznacza nieciągłość o szerokim ponadregionalnym zasięgu (Szulc 2000). Transgresja morza facji retu w późnym oleneku objęła obszar Gór Świętokrzyskich i oparła się o pagórkowatą wyżynę obszaru lubelskiego na wschodzie. Kierunki transportu klastyków, układ facji i miąższości rejestrowały obecność tego obszaru alimentacyjnego (Senkowiczowa i Ślączka 1962). Na północ od uskoku świętokrzyskiego, na północno-wschodnim obrzeżeniu rozwinęła się bowiem facja piaskowcowo-ilasto-marglista o niewielkich miąższościach. Ku zachodowi wzrasta stopniowo ilość wkładek marglistych, tak, że na północnym zachodzie dominuje już miąższa (do 230 m) facja wapienno marglisto-siarczanowa. Dwukrotnie na północnym wschodzie rejestruje się ewolucję od środowisk deltowych w morskie i od fluwialnych i jeziornych w morskie (Senkowiczowa 1970). Jeszcze wyraźniej cykle te widać na północnym zachodzie, gdzie część regresywną rejestrują dwukrotnie ewaporaty (warstwy gipsowe I i II, patrz fig. 8). Na południowo-zachodnim obrzeżeniu rozwija się wówczas normalnomorska sedymentacja węglanowa, tworzą się wówczas cienkoławicowe margle i wapienie z przewodnim małżem Costatoria costata (Zenk.) o miąższości ok. 100 m.

WAPIEŃ MUSZLOWY
Podczas rozwoju facji wapienia muszlowego obszar epikratonicznej Polski stał się peryferycznym morzem Oceanu Tetyda. Nie ma zgodnych opinii czy połączenie z oceanem odbywało się tylko dwoma, mniej lub bardziej wąskimi strefami: bramą wschodniokarpacką, usytuowaną pomiędzy krawędzią platformy wschodnioeuropejskiej a masywem małopolskim i bramą śląsko-morawską, ulokowaną pomiędzy masywem małopolskim a masywem windelicko-czeskim (Szulc 2000), czy było to szerokie połączenie (Iwanow 1998), nie rejestrujące obecności owych masywów.
Facja wapienie muszlowego rozwinęła się wokół i na obszarze Gór Świętokrzyskich, acz są fakty świadczące o istnieniu jeszcze w środkowym triasie nieprzykrytego w pełni reliefu powaryscyjskiego. Szczegółową stratygrafię wapienia muszlowego przedstawiono jedynie dla obszaru południowo-zachodniego obrzeżenia (fig. 8). Poszczególne jednostki litostratygraficzne obejmują tu przedział od anizyku (Nawrocki i Szulc 2000) do dolnego ladynu włącznie (Trammer 1975).
Senkowiczowa (1973) wyróżniła tu:
- warstwy wolickie (ok. 6 m miąższości): cienkopłytkowe szare mikrytowe wapienie z wkładkami wapieni organodetrycznych i żółtych wapieni marglistych, przeławicające się z wapieniami falistymi z liczną fauną; pod określeniem wapienie faliste rozumiane są ławice wapieni o niepłaskich powierzchniach stropu i spągu,
- warstwy faliste (22 m): cienkopłytkowe szare wapienie z wkładkami wapieni falistych,
- warstwy łukowskie (30-40 m): jasnokremowe wapienie z krzemieniami i rzadkimi wkładkami wapieni oolitowych,
-warstwy z Lima (Plagiostoma) striata (20 m) szare, gruzłowate wapienie, przeławicające się z marglami i łupkami ilastymi, zawierające liczne małże i ramienionogi.
Kryterium wyróżnienia zespołu skał objętych określeniem "środkowy wapień muszlowy" był brak skamieniałości. Środkowy wapień muszlowy tworzy liczący 49 m zespół wapieni, wapieni dolomitycznych, dolomitów wapnistych i podrzędnie łupków ilastych. Najbardziej dolomitowa partia skał występująca pośrodku powoduje podział tego zespołu na warstwy poddolomitowe, dolomitowe i naddolomitowe (Senkowiczowa 1970).
Pojawienie się wapieni przepełnionych skamieniałościami wyznacza granicę z warstwami z Pecten (Entolium) discites (9 m). Są to wapienie jasne, żółtawe, czasem szare z glaukonitem, często przepełnione skorupkami małżów Entolium discites (dawniej Pecten d.). W okolicach Skarżyska Kamiennej występują w nich wkładki piaszczyste. Sukcesję wapienną kończą tu warstwy ceratytowe (10 m), gruzłowe wapienie zawierające liczne ośródki ceratytów, zwieńczone liczącymi 20-30 cm miąższości muszlowcami terebratulowymi, utworzonymi z muszli Coenothyris cycloides (Zenker).
Powyższy podział litostratygraficzny stosowany jest na całym obszarze obrzeżenia (np. Szulc 2000), acz na północno-wschodnim obrzeżeniu wyraźnie zaznaczały sie wówczas liczne okresy niedepozycji i większy był udział klastyków.
Zdaniem Szulca (2000) w wapieniu muszlowym zaznaczyły się trzy transgresywne wydarzenia; początek każdego wyrażany był silnymi wpływami tetydzkimi, a koniec zaznaczał się pojawianiem dolomitów, luk i zjawiskami krasowienia. Dominacja sedymentacji węglanowej skończyła się z końcem tworzenia muszlowców terebratulowych, jest to jednocześnie zanik normalnomorskiego środowiska sedymentacji facji wapienia muszlowego i początek rozwoju facji kajpru. Warto w tym miejscu podkreślić diachroniczność górnej granicy facji wapienia muszlowego pomiędzy Górami Świętokrzyskimi, a obszarem Niemiec (Trammer 1975): podczas gdy w późnym ladynie w Górach Świętokrzyskich panuje już facja kajpru, to w Niemczech nadal rozwija się facja wapienia muszlowego.

KAJPER
Miąższość facji kajpru, choć lokalnie silnie zróżnicowana, wynosi na południowo-zachodnim obrzeżeniu do 400 m, na północno-zachodnim wzrasta do 600, a na obrzeżeniu północno-wschodnim ma kilkanaście, kilkadziesiąt metrów. Przejście pomiędzy wapieniem muszlowym, a kajprem jest ciągłe. Facja kajpru pojawia się w późnym ladynie (fig. 8) i rozwija się do końca triasu, czyli trwa przez większą część triasu (ponad 32 mln lat). Sedymentacja jest przerywana długimi okresami niedepozycji i erozji. Wyraźne powierzchnie nieciągłości, śledzone niejednokrotnie na dużych obszarach i "wyjątkowa unifikacja facjalna poszczególnych litoformacji" stały się podstawą do przyjęcia w lokalnej stratygrafii sekwencji depozycyjnych wyróżnianych w niemieckim segmencie basenu (Pieńkowski 2009). Owe sekwencje dały się wyróżnić na obszarze Polski centralnej, do którego zaliczyć można jedynie północno-zachodnie obrzeżenie Gór Świętokrzyskich. Na północno-wschodnim i południowo-zachodnim obrzeżeniu ulokowanych na peryferii basenu sedymentacyjnego kajpru są one mniej czytelne.
Przed norykiem wytworzyła się na obszarze obejmującym dzisiejsze Góry Świętokrzyskie i ich obrzeżenie, pochylona ku północnemu zachodowi powierzchnia, która w regionie radomsko-kieleckim cechowała sie znacznym zróżnicowaniem (Deczkowski i Gajewska 1997). Towarzyszyła temu denudacja już powstałych osadów kajpru, a także wapienia muszlowego, pstrego piaskowca i utworów starszych, a jej intensywność rosła ku południowemu wschodowi.
W noryku klimat był gorący i półsuchy, ale wykazywał tendencje do wzrostu wilgotności co skutkowało stopniowym zanikiem ewaporatów, pojawieniem się osadów rzecznych i jeziornych, powrotem roślinności, pojawieniem tetrapodów i pierwszych dinozaurów, skały nadal potrafiły mieć jednak barwy czerwone. Wyróżniono tu dwie sekwencje depozycyjne (Pieńkowski 2009), mieszczące się w obrębie starszej formacji grabowskiej i młodszych warstwach zbąszyneckich. Na południowo-zachodnim obrzeżeniu do odpowiednika formacji grabowskiej należy (Gajewska 1997) górna część tzw. dolnej serii pstrej, utworzona głównie z mułowców, podrzędnie piaskowców, iłowców i tzw. brekcji lisowskiej (Czapowski i Romanek 1986). Z warstwami zbąszyneckimi korelowane są (Gajewska 1997): górny kompleks piaskowcowy, utworzony ze skośnie warstwowanych piaskowców i górna seria pstra (Czapowski i Romanek 1986). Tu także napotykana jest tzw. brekcja lisowska uważana za efekt gwałtownego spłukiwania erodowanych skał podłoża przez ulewne deszcze (Szyperko-Teller 1961, Maliszewska 1972), bądź jako "przerobione" gruzły tworzące rezydualny konglomerat natury glebowej (Szulc 2005 fide Szulc 2008).
W retyku nastąpiła zdecydowana zmiana klimatu na wilgotniejszy. Dominowały wówczas osady środowisk jeziorno-rzecznych, z licznymi szczątkami roślinnymi. Ich większe nagromadzenia tworzą obecnie przemazy węgliste. W wyniku zmian klimatycznych nastąpił zanik pstrych na rzecz szarych barw osadu. Do retyku zaliczane są "szare warstwy parszowskie" (fig. 8), włączone w dwie ostatnie sekwencje depozycyjne triasu, a występujące na północno-wschodnim i północno-zachodnim obrzeżeniu. Na obszarze położonym na południe od uskoku świętokrzyskiego utworów retyku brak (Dadlez i in. 1998).