Osady deglacjacyjne zlodowacenia warty we wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego

Zbigniew Rdzany*

Sediments of the Warta ice-sheet deglaciation in the eastern part of the £ódŸ region. Prz. Geol., 54: 343–351.

S u m m a r y. The author attempts at formulating a synthetic description of geological and geomorphological
effects of the Wartanian ice-sheet deglaciation in the eastern part of the £ódŸ region, taking their spatial variability
into consideration. Characteristic features of Wartanian Glaciation sediments occur in this area, and their
lithofacial diversity and spatial distribution needed interpretation. The deposits document the complex processes
of deglaciation, which developed here across an unusually broad area in the scale of the Polish Lowland. The best
developed deglaciation sediments occur in the eastern part of the £ódŸ Heights, between the Mroga and Rawka
rivers, as structural components of different types of kames and glaciofluvial covers. In locations where glacial till
is elevated they include mainly sediments of braided rivers and alluvial cones, whereas in areas of wide depres-
sions of till and, thus, of the ice-sheet bedrock — glaciolimnic sediments prevail. The highest and most diverse

western part of the £ódŸ Heights is characterised by the occurrence of thin and discontinuous deglaciation sediments, because this
area was shaped mainly during the ice-sheet transgression. During deglaciation, ablation waters left mainly traces of erosion, whereas
the glaciofluvial accumulation series are not well developed. In the Rawa Interfluve, deglaciation sediments accumulated predomi-
nantly at the early deglaciation stage in sparesely distributed broad basins of kame sedimentation. In the Piotrków Plain, deglaciation
deposits are thin; ice-sheet disintegration proceeded without major blockages of ablation waters, resulting in a less diverse interfluvial
landscape.

Key words: Warta Glaciation, £ódŸ region, facial analysis, palaeogeographic reconstruction, areal deglaciation, kames

Celem pracy jest próba syntetycznego opisu geologicz-

nych i geomorfologicznych skutków przebiegu zanikania
l¹dolodu warty we wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego, z
uwzglêdnieniem ich przestrzennej zmiennoœci (ryc. 1).
Podjêcie tego tematu uzasadniaj¹ charakterystyczne cechy
osadów zlodowacenia warty na tym obszarze, w szczegól-
noœci ich zró¿nicowanie litofa-
cjalne

i

rozmieszczenie

przestrzenne. W³aœciwoœci osa-
dów i form, powsta³ych w czasie
zanikania

l¹dolodu

warty

dowodz¹ znacznej z³o¿onoœci,
lecz tak¿e licznych prawid³owo-
œci przebiegu procesów deglacja-
cji arealnej. Nale¿y podkreœliæ, ¿e
ten typ deglacjacji obj¹³ wyj¹tko-
wo rozleg³e obszary wysoczyzn
pod³ódzkich, oceniaj¹c to w skali
nawet ca³ego Ni¿u Polskiego.

Formy i osady glacjalne opi-

sywanego terenu s¹ znane od cza-
sów Lencewicza (1927), który tu
wyró¿ni³ m.in. liczne moreny
czo³owe, „¿wirowiska dyluwial-
ne” i ozy. Choæ niewiele miejsca
poœwiêca³ charakterystyce osa-
dów, zwraca³ uwagê na ogólne
cechy uziarnienia oraz zró¿nico-
wany stopieñ zwietrzenia osadów
polodowcowych.

W

latach

piêædziesi¹tych ubieg³ego stulecia
przegl¹dowe

badania

geologicz-

no-geomorfologiczne obszaru miêdzy
Skierniewicami a Raw¹ Mazowieck¹
prowadzi³a Baliñska-Wuttke (1960,
1967, 1968), która przedstawi³a
koncepcjê etapowego, frontalne-

go zanikania l¹dolodu warty (nazywanego wówczas mazo-
wiecko-podlaskim

i

traktowanego

jako

stadia³

zlodowacenia œrodkowopolskiego). Autorka ta wydzieli³a
12 etapów postojowych czo³a l¹dolodu na obszarze od
doliny Krzemionki na po³udniu po okolice Skierniewic na
pó³nocy. W okresach stagnacji l¹dolodu powstawaæ mia³y

343

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

*Wydzia³ Nauk Geologicznych, Uniwersytet £ódzki,

ul. Narutowicza 88, 90-139 £ódŸ; [e-mail]

0

10 km

Domaniewice

Pszczonów

Skierniewice

D¹brówka

Zgierz

£ódŸ

Brzeziny

Koluszki

Je¿ów

G³uchów

Naropna

Mi³ochniewice

Boguszyce

Rawa
Mazowiecka

Pukinin

Byszewice

Ossowice

Bia³a Rawska

Rylsk

Rosocha

Nowe Miasto
nad Pilic¹

Odrzywó³

Spa³a

Brenica

Lubochnia

Tomaszów

Maz.

Bia³obrzegi

Inow³ódz

¯elechlinek

Zarzecze

Czerwonka

Marianka

D o l i n a

B i a ³ o b r z e s k a

B i a ³ o b r z e g i

V a l l e y

R a d o m

P l a i n

R ó w n i n a

R a d o m s k a

Wzgórza

Opo-

czyñskie

Opoczno

Hills

W y s o c z y z n a

R a w s k a

R a w a

I n t e r f l u v e

W y s o c z y z n a

B e ³ c h a t o w s k a

B e ³ c h a t ó w

I n t e r f l u v e

­

Ryc. 1. Po³o¿enie obszaru badañ
Fig. 1. Location of the study area

g³ównie moreny recesyjne o budowie glacifluwialnej. W
latach nastêpnych Ró¿ycki (1961, 1967), opieraj¹c siê na
wynikach badañ Baliñskiej-Wuttke, wyró¿ni³ trzy glacifazy
stadia³u warty zlodowacenia œrodkowopolskiego, zazna-
czaj¹ce siê w po³udniowej czêœci Niziny Mazowieckiej:
warki, grójca i mszczonowa.

Pogl¹dy o frontalnej recesji l¹dolodu warty nie spotka³y

siê z pe³n¹ i powszechn¹ akceptacj¹. Mojski (1965) m.in.
kwestionowa³ podstawy wyró¿nienia wspomnianych faz
postojowych l¹dolodu, w³¹cznie z tzw. morenami rocznymi
i wskazywa³ na mo¿liwoœæ wieloznacznego interpretowa-
nia faktów, przedstawionych przez Baliñsk¹-Wuttke
(1960). W 1966 r. Klajnert zaprezentowa³ szczegó³owo
udokumentowan¹, odmienn¹ interpretacjê genezy grupy
Wzgórz Domaniewickich ko³o £owicza, dowodz¹c, ¿e
powsta³y one nie przed czo³em l¹dolodu, lecz w jego sze-
rokich szczelinach, siêgaj¹cych pod³o¿a mineralnego i
otwartych jednoczeœnie ku górze. W latach nastêpnych
wspomniany autor poszerzy³ obszar badañ i stwierdzi³
powszechnoœæ wystêpowania ró¿nych typów kemów na
WysoczyŸnie Skierniewickiej i jej pó³nocnym przedpolu, i
co za tym idzie, deglacjacji arealnej tego obszaru (Klajnert,
1978, 1984). Kontynuacja badañ rzeŸby glacjalnej w
obszarach rozpoœcieraj¹cych siê na po³udnie i wschód (np.
Klajnert & Rdzany, 1989; Rdzany, 1997; Kobojek, 2000;
Jaksa, 2004), pozwoli³a poznaæ kolejne szczegó³y procesu
zanikania l¹dolodu warty.

Du¿e znaczenie w ustalaniu wielu faktów zwi¹zanych

ze zlodowaceniem warty mia³y badania osadów glaci-
genicznych, w szczególnoœci analizy litofacjalne. Ist-
niej¹cy stan wiedzy oraz kolejne dane z nowych ods³oniêæ
sk³aniaj¹

do

podejmowania

prób

rekonstrukcji

wa¿niejszych etapów zlodowacenia warty, a w szczególnoœci
okresu deglacjacji, który mia³ wielkie znaczenie morfo-
twórcze we wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego. Procesy
deglacjacji przebiega³y jednak w poszczególnych frag-
mentach wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego w sposób
zró¿nicowany. Wyodrêbniaj¹ siê cztery obszary o swoistych
cechach osadów i specyfice przebiegu procesów deglacja-
cyjnych. Uwzglêdniaj¹c nazewnictwo fizyczno-geogra-
ficzne Kondrackiego (2001) stanowi¹ je (ryc. 1):

1) Wschodnia czêœæ Wzniesieñ £ódzkich,
2) Zachodnia czêœæ Wzniesieñ £ódzkich,
3) Zachodnia czêœæ Wysoczyzny Rawskiej,
4) Wschodnia czêœæ Równiny Piotrkowskiej.

Wschodnia czêœæ Wzniesieñ £ódzkich

Obszar ten, rozpoœcieraj¹cy siê pomiêdzy Mrog¹,

Rawk¹ i dzia³em wodnym Rawki i Pilicy, okreœlany tak¿e
jako Wysoczyzna Skierniewicka i Pagórki ¯elechliñskie
(Dylikowa 1973), odznacza siê w skali regionu ³ódzkiego
zarówno najbardziej ¿yw¹ rzeŸb¹, jak i najwiêkszym
rozprzestrzenieniem osadów zwi¹zanych z procesami
deglacjacji arealnej. Utwory zlodowacenia warty zalegaj¹
na tym terenie spokojnie, nie stwierdzono w ich obrêbie
wiêkszych deformacji glacitektonicznych, choæ czêste s¹
zaburzenia grawitacyjne ma³ej skali w osadach kemów.

Okres aktywnoœci l¹dolodu warty dokumentuje na

opisywanym obszarze g³ównie glina lodowcowa, roz-
poœcieraj¹ca siê stosunkowo cienk¹ warstw¹, zwykle o
mi¹¿szoœci 1–4 m. Jedynie na pó³nocnych sk³onach
Wzniesieñ £ódzkich i w czêœci Równiny £owic-

344

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

¿wiry
gravels

osady organiczne
organic sediments

piaski
sands

mu³ki
silts

gliny lodowcowe
tills
i³y
clays

wapienie i margle
limestones and marls

rumosz wapieni jurajskich i otoczaki skandynawskie
rubble of Jurassic limestones and Scandinavian pebbles

6

5

5?

6

8

8

6

2

3

1

11

2

9

10

4

7

Boguszyce

Rawa Mazowiecka

A

A'

NW

SE

m n.p.m.
m a.s.l.

180

170

160

150

140

130

0

1

2 km

Ryc. 2. Przekrój przez dolinê Rawki w okolicach Boguszyc i Rawy Mazowieckiej; 1 — jura; 2 — dolny i œrodkowy plejstocen; 3 —
zlodowacenia sanu; 4, 5 — zlodowacenie odry; 6–8 — zlodowacenie warty; 9, 10 — vistul, 11 — holocen
Fig. 2. Cross-section of Rawka river valley near Boguszyce and Rawa Mazowiecka; 1 — Jurassic; 2 — Lower and Middle Pleistocene;
3 — San Glaciations; 4, 5 — Odranian Glaciation; 6–8 — Wartanian Glaciation; 9, 10 — Vistulian; 11 — Holocene

Ryc. 3. Marianka. Piaski i ¿wiry pokrywy glacifluwialnej
Fig. 3. Marianka. Sands and gravels of the glaciofluvial cover

ko-B³oñskiej

wzd³u¿

linii

Domaniewice–Pszczo-

nów–Skierniewice osi¹ga ona lokalnie kilkanaœcie metrów
(Baliñska-Wuttke, 1960; Klajnert, 1978; Nowacki, 1993).
Glina ta podœcielona jest piaszczysto-¿wirowymi osadami
glacifluwialnymi

typu

sandrowego,

a

niekiedy

mu³kowo-ilastymi osadami zastoiskowymi (Mizio³ek,
1988). Glina lodowcowa warciañska jest zbudowana
g³ównie w facji wytopiskowej i sp³ywowej, przy niewiel-
kim udziale, b¹dŸ czêsto nawet braku osadu z od³o¿enia.
Niewielka mi¹¿szoœæ gliny oraz ma³y udzia³ w jej sp¹gu
osadu typu lodgement wskazuje — obok innych przes³anek
— na stosunkowo krótkie funkcjonowanie ¿ywego l¹dolo-
du na tym obszarze.

Niekiedy wyró¿niane s¹ w profilach warty dwie war-

stwy gliny lodowcowej (Baliñska-Wuttke, 1960), lecz
szczegó³owa analiza tych przypadków wykazuje, ¿e górna
glina ma cechy osadu ablacyjnego, dolna zaœ — bazalnego,
mog¹ wiêc pochodziæ z jednego nasuniêcia l¹dolodu, nie
dowodz¹ one zaistnienia wiêkszych jego oscylacji.

Rekonstrukcja konfiguracji sp¹gu l¹dolodu warty na

podstawie przestrzennego u³o¿enia gliny we wschodniej
czêœci Wzniesieñ £ódzkich dowodzi, ¿e l¹dolód dostoso-
wa³ siê tu powszechnie do rzeŸby, któr¹ zasta³. Dobrym

przyk³adem jest Kotlina Górnej Rawki, gdzie glina
lodowcowa wyœciela rozleg³e prewarciañskie obni¿enie, a
jej poziom obni¿a siê nawet do 40 m, poni¿ej otaczaj¹cych
wysoczyzn (Rdzany, 1997; ryc. 2). Tak¹ sytuacjê geolo-
giczn¹ zaobserwowaæ mo¿na tak¿e w œrodkowym odcinku
doliny Rawki, poni¿ej Rawy Mazowieckiej (Kobojek,
2000). Pod tym wzglêdem istnieje podobieñstwo do uk³adu
gliny warciañskiej w œrodkowym odcinku doliny Warty, co
udokumentowa³ w wielu przekrojach tej formy Krzemiñski
(1974).

Na tak urozmaiconej warstwie gliny lodowcowej spo-

czywaj¹ charakterystycznie rozmieszczone przestrzennie i
zró¿nicowane litofacjalnie osady deglacjacyjne. Ich objê-
toœæ jest zwykle wielokrotnie wiêksza ni¿ litosomów
zwi¹zanych z lodem aktywnym. Tworz¹ one przede
wszystkim kemy ró¿nych typów (wa³y, pagórki, stoliwa,
terasy kemowe) oraz pokrywy glacifluwialne na wyso-
czyznach, podobne pod wzglêdem cech litofacjalnych do
sandrów. W najwy¿szych partiach wysoczyzn — w szero-
ko rozumianych strefach wododzia³owych — spotyka siê
kemy o wyj¹tkowo zró¿nicowanych osadach. Czêœæ
kemów to formy powsta³e w izolowanych przetainach
(okolice Koluszek, ¯elechlinka), w warunkach d³u¿szego

345

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

0

100

200 m

N = 275

r = 130

°

Rawa

Mazowiecka

170

160

150

179

140

139,5

N

S

N

S

N

S

20%

40%

B

A

C

Ryc. 4. Kem o budowie deltoglacjalnej w dolinie Rawki w Rawie Mazowieckiej; A — rzeŸba — izolinie co 1,25
m; B — upady lamin czo³a delty (pó³kula po³udniowa); C — upady lamin j.w. — diagram zbiorczy; N — liczba
pomiarów; r — azymut wektora wypadkowego
Fig. 4. Kame in the Rawka valley of delta type structure; A — hypsometry (isohypses every 1.25 m); B — dips of
laminae in deltaic foreset (hemisphere southern); C — dips of laminae as above — summary diagram; N — num-
ber of measurements; r — azimuth of the resultant vector

blokowania wód (Rdzany, 1997). Inne (Je¿ów, Mi³ochnie-
wice), odznaczaj¹ siê zakorzenieniem w postaci rynien
erozyjnych, wype³nionych seriami ¿wirowymi, czy ¿wiro-
wo-piaszczystymi. Choæ nie zosta³a udokumentowana
dok³adnie wielkoœæ tych serii, nie ulega w¹tpliwoœci istnie-
nie rozciêæ erozyjnych, g³êbokich na ponad 10 m w stosun-
ku do poziomu gliny. Rynny te powstaæ mog³y w
warunkach jeszcze ¿ywego l¹dolodu wskutek prze-
mieszczania siê wód subglacjalnych, p³yn¹cych okresowo
pod ciœnieniem hydrostatycznym.

Poza tym kemy rozsiane na wysoczyznach maj¹

g³ównie budowê glacifluwialn¹, o mi¹¿szoœci utworów
piaszczysto-¿wirowych nawet powy¿ej 40 m — uwzglêd-
niaj¹c ich „zakorzenienione” czêœci (Klajnert, 1978; Rdza-
ny, 1997; Jaksa, 2004). Profile osadów ze znacznym
udzia³em struktur górnego re¿imu przep³ywu,
licznymi korytami i rozmyciami erozyjnymi
wskazuj¹ na przewagê przep³ywów wód o du¿ej
energii.

Du¿e

zró¿nicowanie

warstwowañ

przek¹tnych dokumentuje bogat¹ morfologiê
koryt glacifluwialnych; dowodzi tak¿e szybkiej
depozycji na frontach i powierzchni odsypów
œródkorytowych oraz w dnach kana³ów miêdzy-
odsypowych. Osady korytowe rzek roztoko-
wych s¹ czêsto p³asko œciête na rozleg³ych
powierzchniach i pokryte piaskami ¿e ¿wirem o
warstwowaniu horyzontalnym, co wskazuje na
zalewy warstwowe wód o wysokiej energii. Spo-
tykane uk³ady struktur, choæ wewn¹trz kemów,
przypominaj¹ typowe zestawy litofacjalne san-
drów, zw³aszcza proksymalnych (Zieliñski,
1993).

Czêsto w partii przypowierzchniowej osady

te rozciête s¹ wielkoskalowymi rynnami ero-
zyjnymi o wype³nieniu glacifluwialnym i/lub
ablacyjnym (Klajnert, 1978; Rdzany, 1997; Jak-
sa, 2004).

W otoczeniu kemów na wysoczyznach spo-

tykamy zwykle s³abo urozmaicone, niekiedy
wrêcz równinne powierzchnie zajête przez glinê
warciañsk¹,

powleczon¹

miejscami

cienko

utworami ablacyjnymi i wodnolodowcowymi.
Miejscami glina lodowcowa jest rozciêta, a jej
miejsce zajmuje mi¹¿sza seria glacifluwialna,
jak np.w okolicach Marianki na pó³noc od Rawy
Mazowieckiej (ryc. 3). Powierzchnie takie
okreœlane doœæ powszechnie jako sandry na
szczegó³owych mapach geologicznych, nie s¹
jednak sandrami sensu stricto, poniewa¿ nie s¹
zwi¹zane na tym obszarze z udokumentowan¹
stref¹ glacimarginaln¹. Ze wzglêdu na ich nie-
wielk¹ rolê morfologiczn¹ bardziej odpowied-
nim

wydaje

siê

termin

„pokrywa

glacifluwialna”. Pod wzglêdem cech uziarnienia
i struktur niczym nie ró¿ni¹ siê one od osadów
sandrowych. Analizuj¹c ich relacje do pagór-
ków i wa³ów kemowych mo¿na s¹dziæ, ¿e
powsta³y one równie¿ w czasie deglacjacji areal-
nej, lecz przewa¿nie póŸniej ni¿ kemy, w warun-
kach znacznie swobodniejszego przep³ywu wód
poœród wyspowo zalegaj¹cego lodu martwego.

Na

obrze¿eniach

wysoczyzn

równinne

pokrywy glacifluwialne przechodz¹ w doœæ stro-
mo nachylone sto¿ki nap³ywowe (>10

o

w Czer-

wonce ko³o ¯elechlinka; Rdzany, 2004) lub delt
typu gilbertowskiego (Rdzany, 1997). Nadbudo-
wuj¹ one jedynie ³agodnie stok wysoczyznowy
lub tworz¹ mniej lub bardziej wyraŸn¹ formê

wa³u kemowego typu jêzora lub ³apy kemowej (Klajnert,
2004). Przyk³ad delty stanowi struktura wa³u kemowego w
zachodniej czêœci Rawy Mazowieckiej (ryc. 4). Delta ta,
zbudowana jest ze ¿wirowo-piaszczystej czêœci górnej,
piaszczystego (g³ównie piaski œrednioziarniste) czo³a delty
o

nachyleniu

osi¹gaj¹cym

nawet

lokalnie

40

o

i

mu³kowo-piaszczystej prodelty, odznaczaj¹cej siê liczny-
mi zaburzeniami, g³ównie z powodu osiadania na wyta-
piaj¹cym siê lodzie.

Kotliny miêdzywysoczyznowe i du¿e doliny obszaru w

znacznym stopniu wype³nione s¹ mi¹¿szymi seriami glaci-
limnicznymi, buduj¹cymi liczne i bardzo zró¿nicowane
morfologiczne formy kemów (ryc. 5, 6). Mimo du¿ego
zró¿nicowania rzeŸby, struktury osadów kemowych
odznaczaj¹ siê wzglêdnie ma³¹ zmiennoœci¹. S¹ to bowiem

346

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

¿wiry
gravels

osady organiczne
organic sediments

piaski drobnoziarniste
fine sands

mu³ki
silts

gliny lodowcowe
tills

gliny ablacyjne
ablation tills

0

200

400 m

G³uchów

Naropna

190

170

180

156,6

177,0

182,7

Józefin

W³adys³awów

Branik

170,4

160

B

B'

W

E

B

B'

m n.p.m.
m a.s.l.

180

170

160

150

190

0

1 km

5

2

3

1

4

Ryc. 5. Morfologia zespo³u kemów w Kotlinie Górnej Rawki z przyk³adem
budowy wewnêtrznej wa³u kemowego „Dêbowa Góra” (13–15 km na W od
Rawy Mazowieckiej; 1–4 — zlodowacenie warty; 5 — holocen
Fig. 5. Morphology of a kame field in the Upper Rawka Basin and structure of
kame ridge “Dêbowa Góra” (13–15 km west of Rawa Mazowiecka) 1–4 —
Wartanian Glaciation; 5 — Holocene

w zdecydowanej wiêkszoœci osady drobnopiaszczyste lub
piaszczysto-mu³kowe

o

dominacji

warstwowañ

przek¹tnych w ma³ej skali (struktury riplemarkowe) i lami-
nacji

horyzontalnej,

zwi¹zane

z

dolnym

re¿imem

przep³ywu. Te osady glacilimniczne kemów s¹ kolejnym
ogniwem sedymentacji wód, które dociera³y od wnêtrza
wysoczyzny w strefy rozleg³ych i nisko po³o¿onych przeta-
in w warunkach zaawansowanego ju¿ zaniku lodu lodow-
cowego.

Zachodnia czêœæ Wzniesieñ £ódzkich

Najwy¿ej wzniesion¹ i najbardziej urozmaicon¹,

zachodni¹ czêœæ Wzniesieñ £ódzkich (Kondracki, 2001),
zwan¹ tak¿e stref¹ krawêdziow¹ Wy¿yny £ódzkiej (Dyli-
kowa, 1973), cechuj¹ osady deglacjacyjne o wzglêdnie
ma³ej mi¹¿szoœci, zalegaj¹ce przy tym wyspowo na
mi¹¿szych seriach glacifluwialnych i glinach lodowco-
wych od³o¿onych w warunkach aktywnego lodu lodowco-
wego. Utwory podœcielaj¹ce glinê warciañsk¹ s¹ ponadto
w wielu miejscach zaburzone glacitektonicznie, szczegól-
nie pomiêdzy Zgierzem a Brzezinami w obrêbie rozleg³ych
poziomów morfologicznych: smardzewskiego i strykow-
skiego. Te zaburzenia stanowi¹ najwiêkszy w Polsce œrod-
kowej masyw glacitektoniczny. By³ on prawdopodobnie
ju¿ ukszta³towany przez starsze l¹dolody, lecz najwiêksze
znaczenie mia³y procesy deformacyjne w czasie transgresji
l¹dolodu warty, zwi¹zane z kilkoma nastêpuj¹cymi po

sobie uaktywnieniami l¹dolodu typu szar¿y (ryc. 7; Klat-
kowa, 1972a,b, 1993a,b, 1996; Petera, 1996)

Na osadach zaburzonych glacitektonicznie przez

l¹dolód warty spoczywa warstwa gliny lodowcowej war-
ciañskiej, miejscami nieci¹g³a. Na po³udnie £odzi i Brze-
zin, a¿ po dolinê Pilicy, zalega ona ju¿ najczêœciej na nie
zaburzonym pod³o¿u, zwykle na piaskach glacifluwial-
nych typu sandrowego. Jej u³o¿enie œwiadczy o przekro-
czeniu ostatecznie przez l¹dolód wszystkich napotkanych
przeszkód terenowych na obszarze Wzniesieñ £ódzkich i
objêciu zlodowaceniem Równiny Piotrkowskiej i Wyso-
czyzny Be³chatowskiej.

Warstwa gliny lodowcowej warciañskiej wykazuje

znaczne zró¿nicowanie mi¹¿szoœci i litofacji (Klatkowa,
1993a; Turkowska, 1993). Mi¹¿szoœæ jej w obrêbie pod-
nó¿y pó³nocno-wschodnich stoków Wzniesieñ £ódzkich
osi¹ga na wiêkszych powierzchniach gruboœæ kilkunastu, a
lokalnie nawet powy¿ej 20 metrów (Nowacki, 1993; Klat-
kowa, 1993a). Jednoczeœnie w wielu ods³oniêciach na tere-
nie £odzi i w terenie s¹siaduj¹cym bezpoœrednio na
pó³noc, mi¹¿szoœæ jej jest zredukowana do 1–2 m, a czêsto
do kilkudziesiêciu cm.

Pokrywa utworów wodnolodowcowych i ablacyjnych

z okresu deglacjacji jest na tym obszarze nieci¹g³a i zwykle
nawet kilkakrotnie cieñsza od osadów powsta³ych w czasie
transgresji. Nie musi to jednak oznaczaæ dominuj¹cej roli
zjawisk

glacitektonicznych

okresu

glacjacji

w

ukszta³towaniu g³ównych rysów rzeŸby tego obszaru, a w
szczególnoœci poziomów sp³aszczeñ, co do niedawna moc-
no akcentowano (m.in. Klatkowa, 1972a, b).

Analiza tych najm³odszych osadów zlodowacenia war-

ty, w œwietle ich relacji do utworów glacitektonicznie spiê-
trzonych i poziomu gliny lodowcowej (liczne erozyjne
struktury) mo¿e prowadziæ tak¿e do odmiennych wniosków.

347

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

200

150

100

50

0

C

C'

N

S

m n.p.m.
m a.s.l.

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10 km

D¹brówka

Zgierz

pozosta³e osady plejstoceñskie
other Pleistocene deposits

gliny lodowcowe
tills

i³y, mu³ki i piaski
clays, silts and sands

margle i opoki
marls and opokas

wêgiel brunatny
brown coal

2

3

1

Ryc. 7. Wystêpowanie struktur glacitektonicznych w okolicach £odzi wg Klatkowej (1996); 1 — górna kreda; 2 — miocen i pliocen; 3
— plejstocen
Fig. 7. Distribution of glaciotectonic structures in the vicinity of £ódŸ after Klatkowa (1996); 1 — Upper Cretaceous; 2 — Miocene
and Pliocene; 3 — Pleistocene

¬

Ryc. 6. Zarzecze. Struktury ma³ych ripplemarków i laminacja
równoleg³a w piaskach glacilimnicznych kemu
Fig. 6. Zarzecze. Small ripplemark structures and parallel lami

-

nation in very fine-grained sands of kame

Mo¿na przypuszczaæ, ¿e wyj¹tkowo urozmaicona rzeŸba
glacjalna, ods³aniana spod l¹dolodu warty, szybko sta³a siê
obiektem intensywnej erozji wód ablacyjnych, które pod-
pierane od strony pó³nocnej przez jeszcze doœæ zwarte
masy lodu, czêœciowo kszta³towa³y poziomy sp³aszczeñ
(smardzewski, strykowski), lecz póŸniej g³ównie je rozci-
na³y linijnie, w miarê otwierania siê dróg odp³ywu ku
pó³nocy, daj¹c pocz¹tek licznym tu dolinom. Sedymenta-
cja wodnolodowcowa by³a wydajna tylko lokalnie i doœæ
krótko.

Hipoteza autora o dominuj¹cej roli erozyjno-akumula-

cyjnej wód roztopowych fazy deglacjacji w kszta³towaniu
rzeŸby zachodniej czêœci Wzniesieñ £ódzkich, ich wiêk-
szego znaczenia w stosunku do zjawisk glacitektonicz-
nych, w œwietle znacznego denudacyjnego przekszta³cenia
tego obszaru w okresie postwarciañskim, wymaga jeszcze
weryfikacji w toku dalszych badañ.

Zachodnia czêœæ Wysoczyzny Rawskiej

Osady deglacjacyjne tworz¹ tu rozleg³e, mocno

wyd³u¿one formy, zwykle odosobnione poœród równin
wysoczyznowych. Czêœæ z nich to formy o genezie poœred-
niej, ozowo-kemowej jak Wa³ Rylska (Jaksa & Rdzany,
2002), opisany dawniej przez Zaborskiego (1927) i
Baliñsk¹-Wuttke (1960) jako oz. Wystêpuj¹ tu tak¿e du¿e
wa³y kemowe, np. wa³ pukiniñski, o przewadze osadów
rzek roztokowych dystalnych i znacznym udziale sedy-
mentacji deltowej (ryc. 8).

Z kolei wa³ kemowy w rejonie D¹browy i Rosochy na

pó³noc od Nowego Miasta nad Pilic¹ (znany w literaturze
jako ozo-morena Rosochy — Dudek, 1966), prezentuje typ
kemu o wyj¹tkowym du¿ym zró¿nicowaniu struktur sedy-
mentacyjnych: od osadów rzek roztokowych proksymal-
nych o wielkiej energii i g³êbokoœci koryt ponad 3 metrów,
poprzez p³ytkie rzeki roztokowe dystalne do utworów
zbiornikowych.

Czêœci trzonowe kilku wiêkszych kemów (wa³ puki-

niñski w Ossowicach — ryc. 8, kemy w okolicach Bia³ej
Rawskiej) wykazuj¹ silne zaburzenia w postaci rozleg³ych
diapirów gliny i innych plastycznych osadów, wyciœniê-
tych w warunkach silnego uwodnienia z pod³o¿a utworów
kemu w koñcowym etapie sedymentacji wodnolodowco-
wej.

Pomiêdzy

wypuk³ymi

formami

glacifluwialnymi,

znacznie niekiedy oddalonymi, nie stwierdzono powi¹zañ
struktur sedymentacyjnych, jakie cechuj¹ wschodni¹ czêœæ
Wzniesieñ £ódzkich.

Wschodnia czêœæ Równiny Piotrkowskiej

Obszar ten odznacza siê przewag¹ osadów zwi¹zanych

z funkcjonowaniem aktywnego l¹dolodu nad efektami
depozycyjnymi procesów deglacjacji. W czasie transgresji
l¹dolodu warty, powierzchnia terenu by³a ³agodnie pochy-
lona na SE, zgodne z kierunkiem ruchu lodu. Glina lodow-
cowa zalega tu powszechnie na utworach glacifluwialnych
typu sandrowego z okresu nasuwania siê l¹dolodu. Zabu-
rzeñ glacitektonicznych nie znaleziono (ryc. 9).

348

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

0

500 m

D

D'

170

150

171,8

165,3

155,1

Byszewice

Ossowice

0

1

2

3

4

5

6

7 m

3

2

1

0

m

D

D'

W

N

m n.p.m.
m a.s.l.

180

160

5

2

3

1

4

E S

0

1

2 km

140

120

Byszewice

Ossowice

mu³ki
silts

¿wiry
gravels

piaski
sands

gliny lodowcowe zaburzone
tills, distibuted

gliny lodowcowe
tills

6

7

Ryc. 8. RzeŸba i budowa geologiczna po³udniowej czêœci kemowego wa³u pukiniñskiego; 1 — dolny i œrodkowy plejstocen; 2–4 — zlo-
dowacenie warty; 5 — vistul; 6 — vistul i holocen; 7 — holocen
Fig. 8. Topography and structure of the southern part of the Pukinin ridge; 1 — Lower and Middle Pleistocene; 2 –4 — Wartanian Glacia-
tion; 5 — Vistulian; 6 — Vistulian and Holocene; 7 — Holocene

Przewaga równin i doœæ równomierne, ³agodne nachy-

lenie tego terenu na po³udnie i po³udnio-wschód, przypo-
mina typow¹ rzeŸbê sandrów. Ponadto fakt wystêpowania
na powierzchni utworów piaszczystych sprawia³, ¿e doœæ
d³ugo znaczna czêœæ tego terenu, na pó³noc od Tomaszowa
Mazowieckiego i Spa³y w kierunku Koluszek, by³a okre-
œlana jako „sandr tomaszowski”. Uwa¿ano, ¿e rozwin¹³ siê
on na rozleg³ym interlobiu Rawki i Widawki na linii £ódŸ –
Tomaszów Mazowiecki w okresie maksymalnego rozwi-
niêcia l¹dolodu warty (Ró¿ycki, 1967).

Jednak¿e póŸniejsze badania geomorfologiczne i kar-

towanie geologiczne dowiod³y znacznie wiêkszego roz-
przestrzeniania gliny zlodowacenia warty (GoŸdzik, 1975;
Nowacki, 1992; Trzmiel, 1988, 1990; Rdzany, 1997), ni¿
dawniej s¹dzono, natomiast wystêpuj¹ce doœæ powszech-
nie cienkie pokrywy piaszczyste, zinterpretowano g³ównie
jako piaski pokryw eolicznych z póŸnego vistulianu (GoŸ-
dzik 2000).

W œwietle obecnie znanych faktów, obszar „sandru

tomaszowskiego” mo¿e byæ zinterpetowany jako pokrywa
glacifluwialna powsta³a w warunkach deglacjacji arealnej,
o znacznie mniejszym zasiêgu ni¿ dawniej opisywano i
ukazywano na mapach (Ró¿ycki 1967; Dylikowa 1972).
Bardziej rozleg³y i jednolity „sandr tomaszowski” istnieje
natomiast w postaci kopalnej na Równinie Piotrkowskiej,
pokryty glin¹ lodowcow¹ warciañsk¹ i osadami eoliczny-
mi (ryc. 9).

Obecnie mo¿na przyj¹æ, ¿e rozprzestrzenienie gliny

zlodowacenia warty w kierunku po³udniowym jest znacz-

nie wiêksze, nawet o oko³o 20 km (Nowacki, 1992; Tur-
kowska & Wieczorkowska 1993; Rdzany, 2004; Trzmiel,
1988, 1990), ni¿ dawniej s¹dzono (Woldstedt, 1955; Baliñ-
ska-Wuttke, 1960; Galon, Roszkówna, 1961; Ró¿ycki,
1967). Œwiadczy to o tym, ¿e l¹dolód warciañski, choæ
cienki i ma³o dynamiczny, ekspandowa³ a¿ po okolice
Tomaszowa Mazowieckiego, przykrywaj¹c œwie¿o ufor-
mowany „sandr tomaszowski”. Dalej na wschód czo³o
l¹dolodu lokalnie przekracza³o dzisiejsz¹ oœ doliny Pilicy,
zw³aszcza pocz¹wszy od elewacji stropu jury ko³o
Inow³odza. Zasiêg maksymalny w szczegó³ach by³ doœæ
skomplikowany, pe³en drobnych jêzorów, zatok, a nawet
byæ mo¿e nunataków w pobli¿u pó³nocnej krawêdzi doliny
Pilicy. Ogólny obraz tzw. lobu Rawki nie jest wiêc taki
wyrazisty, „podrêcznikowy”, jak rysowano to na starszych
mapach (ryc. 10).

Zasiêg l¹dolodu warty w rejonie doliny Pilicy ma zapis

g³ównie geologiczny, na wschód od Inow³odza wyznaczaj¹
go

tak¿e

nieliczne

formy

marginalne,

najlepiej

wykszta³cone w okolicach Odrzywo³u (Stanis³awów,
Ossa). Ze wzglêdu na piaszczysto-¿wirow¹, glacifluwialn¹
budowê wewnêtrzn¹ by³y ró¿nie klasyfikowane: jako ozy
(Zaborski, 1926), kemy (Sad³owska, 1982), czy wreszcie
moreny czo³owe o budowie glacifluwialnej, ze strukturami
wyciœniêcia (Rdzany, 2004). Nale¿y dodaæ, ¿e formy glaci-
geniczne, po³o¿one bezpoœrednio na po³udnie od Pilicy
doœæ d³ugo by³y uznawane za odrzañskie (np. Ró¿ycki,
1967; Sad³owska, 1982; Lindner, 2005), choæ w latach 90.
by³y wysuwane przypuszczenia o ich przynale¿noœci do

349

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

£ódŸ

Nowe Miasto
nad Pilic¹

Tomaszów

Mazowiecki

Inow³ódz

Piotrków

Trybunalski

0

25 km

20

10

15

5

Zasiêg l¹dolodu warty wg autorów:
Position the Warta ice-sheet according to authors:

Woldstedt, 1954

Galon i Roszkówna, 1961

Baraniecka et al., 1969

Ró¿ycki, 1967;

Mojski, 1985

Baraniecka, 1984,
zmieniony
przez autora
modified by
the author hereof

¬

Ryc. 10. Zasiêg l¹dolodu warty we wschod-
niej czêœci regionu ³ódzkiego wg ró¿nych
autorów: 1 — Woldstedt, 1954; 2 — Galon i
Roszkówna, 1961; 3 — Baraniecka i inni,
1969; 4 — Ró¿ycki, 1967; 5 — Mojski, 1985;
6 — Baraniecka, 1984, zmieniony przez auto-
ra
Fig. 10. Terminal position of the Wartanian
ice-sheet in the eastern part of the £ódŸ region
according to various authors: 1 — Woldstedt,
1954; 2 — Galon and Roszkówna, 1961; 3 —
Baraniecka et al., 1969; 4 — Ró¿ycki, 1967; 5
— Mojski, 1985; 6 — Baraniecka, 1984,
modified

m n.p.m.
m a.s.l.

180

160

140

120

200

E

E'

N

S

0

2

4

6

8

14km

12

10

piaski i ¿wiry
sands and gravels

mu³ki
silts

gliny lodowcowe
tills

mu³ki i piaski
silts and sands

wapienie, margle i piaskowce
limestones, marls and sandstones

Brenica

Lubochnia

Tomaszów Mazowiecki

Bia³obrzegi

6

6

6

6

6

6

6

5

5

5

5

5

8

8

8

8

2

3

3

3

1

9

9

9

9

9

9

4

7-9

7-9

7-9

Ryc. 9. Przekrój geologiczny przez wschodni¹ czêœæ Równiny Piotrkowskiej wg Trzmiela (1988), zmieniony; 1 — jura; 2 — pre-plejsto

-

cen; 3 — zlodowacenia po³udniowopolskie; 4 — interglacja³ mazowiecki; 5 — zlodowacenie odry; 6–7 — zlodowacenie warty; 8 —
vistul; 9 — holocen
Fig. 9. Geological cross-section through the eastern part of the Piotrków Plain according to Trzmiel (1988), simplified; 1 — Jurassic; 2 —
Preglacial; 3 — South Polish Glaciations; 4 — Mazovian Interglacial; 5 — Odranian Glaciation; 6–7 — Wartanian Glaciation; 8 —
Vistulian; 9 — Holocene

zlodowacenia warty (np. Lindner, 1971; Lindner &
Fedorowicz, 1996).

Traktowanie tych wa³ów i pagórków przez autora jako

form marginalnych podyktowane jest zarówno cechami
morfologicznymi (czytelne nieco asymetryczne wa³y na
przedpolu rozleg³ych obni¿eñ typu zag³êbieñ koñcowych)
jak i strukturalnymi (zaburzenia struktury wewnêtrznej w
formie diapirów i dajek piaszczystych).

Zró¿nicowanie przebiegu deglacjacji

Porównanie osadów deglacjacyjnych wieku warcia-

ñskiego w poszczególnych fragmentach wschodniej czêœci
regionu ³ódzkiego wskazuje, ¿e zosta³y one zakumulowane
w zró¿nicowanych warunkach deglacjacji arealnej.

W budowie form obszaru zawartego pomiêdzy dolin¹

Pilicy na po³udniu a Równin¹ £owicko-B³oñsk¹ na
pó³nocy (60–70 km) nie napotkano form glacimarginal-

nych o cechach wskazuj¹cych na okresow¹ stagnacjê czo³a
l¹dolodu. Natomiast wiele cech osadów, powsta³ych w ró¿-
nych basenach sedymentacyjnych okresu deglacjacji doku-
mentuje œrodowisko lodu martwego. Œwiadcz¹ o tym, ¿e
wyodrêbni³ siê tu jeden z wiêkszych w Polsce obszarów
deglacjacji arealnej (>4 tys. km

2

). Jedynie w odniesieniu do

zachodniej czêœci Wzniesieñ £ódzkich trudno jeszcze jed-
noznacznie taki proces potwierdziæ.

Przebieg deglacjacji arealnej by³ zale¿ny g³ównie od

konfiguracji powierzchni podlodowej i przebiega³ ogólnie
od miejsc najwy¿szych ku obni¿eniom, nie zaœ, jak dawniej
s¹dzono — od po³udnia ku pó³nocy. Mo¿na wyró¿niæ trzy
zasadnicze fazy tego procesu: wczesn¹, zaawansowan¹ i
póŸn¹ (tab. 1). Przestrzenne zró¿nicowanie litofacjalne
osadów pozwala przyporz¹dkowaæ tym fazom okreœlone
formy kemowe lub pokrywy glacifluwialne. Nale¿y pod-
kreœliæ, ¿e nie maj¹ one zwi¹zku z niegdyœ wydzielonymi

350

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

Faza

deglacjacji

arealnej

Areal

deglaciation

phase

Obszary intensywnej

akumulacji osadów

Areas of intense sediment

accumulation

Cechy osadów

i struktur

Features of sediments and structures

Typowe formy

Typical forms

Uwagi

Remarks

PóŸna
Late

obni¿enia ró¿nej genezy i
stoki
depressions of different
origin and slopes

du¿y udzia³ diamiktonowych utworów ablacyjnych
big share of diamicton sediments

rozciêcia erozyjne w utworach wodnolodowcowych przez

wody roztopowe lub inicjalne rzeki
erosional cuts in glaciofluvial and glaciolimnic sediments
produced by meltwater or initial rivers
osady stokowe w brze¿nych partiach kemów (osuwiska
rotacyjne, obrywy, sp³ywy, sp³ukiwanie, soliflukcja)
slope sediments in marginal parts of kames (rotational earth
slides, earth topples, earth flows, soil erosion, solifluction)
struktury deformacyjne po osiadaniu materia³u w miarê
wytapiania pogrzebanych w osadach deglacjacyjnych

bry³ lodu

deformation structures after settling of material during the
melting process of ice-blocks buried in deglaciation
sediments

obni¿enia wytopiskowe

kettle holes?
tarasy erozyjne
erosional terraces
inicjalne doliny rzeczne
initial river valleys

Zaawansowana
Advanced

wysoczyzny (obszary
elewacji pod³o¿a
l¹dolodu)
interfluves (elevated
areas of the ice-sheet
bedrock)

osady rzek roztokowych proksymalnych i dystalnych o
zró¿nicowanej g³êbokoœci koryt
sediments of proximal and distal braided rivers with varied
riverbed depths
osady sto¿ków nap³ywowych, akumulowane przez zalewy
powodziowe
sediments of alluvial cones, accumulated by floods
przewaga utworów ¿wirowo-piaszczystych
prevalence of gravely-sandy sediments

wa³y kemowe glacifluwialne, zorientowane
(NW–SE, NNW–SSE)
glaciofluvial kame ridges, oriented (NW–SE,
NNW–SSE)
równiny morenowe (w obszarach p³askiego
pod³o¿a l¹dolodu)
moraine plains (in flat areas of the ice-sheet
bedrock)
pokrywy glacifluwialne (obrze¿enie
wysoczyzn)
glaciofluvial covers (marginal parts of
interfluves)

odpowiada wczeœniej
wyró¿nionym (Rdzany,
1997):etapowi
kszta³towania wysoczyzn
morenowych oraz etapowi
kszta³towania rzeŸby
kemowej podlodowych
obni¿eñ
Corresponds to the
following previously
distinguished stages
(Rdzany 1997): stage of
moraine interfluves
formation and stage of
kame relief formation in
sub-ice depressions
W tej fazie od lodu
uwolnione s¹ znaczne
obszary; lokalnie zarówno
na wysoczyznach jak i w
obni¿eniach lód móg³
zajmowaæ mniej ni¿
po³owê obszaru
In this stage ice had
disappeared from large
areas; locally, both in
interfluves and
depressions, ice could
cover less than half of the
area

kotliny
miêdzywysoczyznowe i
wiêksze doliny
basins between
interfluves and bigger
valleys

osady zbiornikowe od osadów delt gilbertowskich po
drobnofrakcyjne utwory parapelagiczne
lacustrine sediments — from sediments of Gilbert deltas to
fine parapelagial sediments
osady sto¿ków nap³ywowych na obrze¿eniu zbiorników
glacilimnicznych
alluvial cones sediments in marginal zones of
glaciolacustrine basinsdu¿y udzia³ osadów pr¹dów
zawiesinowych o ma³ej gêstoœci z przewag¹ laminacji
zmarszczek pr¹dowych i laminacji równoleg³ej
large share of sediments of low-density turbidite currents
with the prevalence of riplemark structures lamination and
parallel lamination
przewaga piasków drobnoziarnistych nad innymi frakcjami
prevalence of fine sands over other fractions
koryta erozyjne w osadach glacilimnicznych z wype³nieniem
glacifluwialnym, ablacyjnym lub z³o¿onym
erosional canals in glaciolacustrin sediments with
glaciofluvial, ablation or composite material

kemy ró¿nych typów morfologicznych w
obni¿eniach deglacjacyjnych: pagórki
kemowe, terasy kemowe, stoliwa kemowe,
równiny glacifluwialne, wa³y kemowe, w tym
typu „jêzorów” i „³ap kemowych”
different types of kames in deglaciation
depressions: kame hillocks, kame terraces,
kame plateaus, glaciofluvial plains, kame
ridges, including "kame tongues" and "kame
paws"

kemy g³ównie glacilimniczne lub z³o¿one
glacilimniczo-glacifluwialne
kames, mainly glaciolimnic type or composite
glaciolimnic-glaciofluvial type
obni¿enia wytopiskowe
kettle holes

Wczesna
Early

strefy perforacji lodu nad
wynios³oœciami pod³o¿a
l¹dolodu
perforation zones above
elevations of the ice-sheet
bedrock
strefy intensywnego
przep³ywu subglacjalnego
(przewaga kierunku
NW–SE)
zones of intense
subglacial flow
(dominating direction:
NW–SE)

du¿e zró¿nicowanie struktur — od glacifluwialnych rynien
subglacjalnych po struktury osadów zbiornikowych w
izolowanych przetainach
high structural diversity — from subglacial glaciofluvial
canals to structures of glaciolimnic sediments in isolated
thawing holes

formy ozowo-kemowe
esker-kame form
skemy przetainowe
kames of the perforation type
izolowane wa³y kemowe
(Wysoczyzna Rawska)
isolated kame ridges
(Rawa Interfluve)

Tabela 1. Fazy deglacjacji arealnej we wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego
Tab. 1. Phases of areal deglaciation in the eastern part of the £ódŸ region

trzema fazami postojowymi czo³a l¹dolodu warty na tym
obszarze: warki, grójca i mszczonowa (Ró¿ycki, 1967).

Wskazywany przebieg deglacjacji prowadzi³ nie tylko

do przetrwa³oœci g³ównych form prewarciañskiej rzeŸby,
to jest p³atów wysoczyznowych, czy wiêkszych dolin i
kotlin, lecz nawet powodowa³ odtworzenie po zaniku
l¹dolodu skali urozmaicenia terenu. Na przyk³ad zanik
l¹dolodu na równinnych wysoczyznach morenowych
(Równina Piotrkowska), prowadzi³ tak¿e do ods³oniêcia
siê spod lodu równin. Sprzyjaæ temu mog³a równomier-
noœæ ablacji cienkiego lodu oraz ³atwoœæ odp³ywu wód
poza obszar zasiêgu lodów martwych w kierunku obni¿e-
nia Pilicy. Z kolei na urozmaiconym stropie gliny we
wschodniej czêœci Wzniesieñ £ódzkich uformowa³y siê
pola kemowe o du¿ej dynamice rzeŸby, z lokalnymi deni-
welacjami rzêdu 40–45 m, gdy¿ istnia³y tu dobre warunki
do tworzenia siê lokalnych basenów sedymentacyjnych na
ró¿nych wysokoœciach.

Literatura

BALIÑSKA-WUTTKE K. 1960 — Geomorfologia obszaru miêdzy
Skierniewicami a Raw¹ Mazowieck¹, Pr. Geograficzne IG PAN, 23:
1–93.
BALIÑSKA-WUTTKE K. 1967 — Szczegó³owa mapa geologiczna
Polski w skali 1: 50 000, ark. G³uchów (630). Inst. Geol.
BALIÑSKA-WUTTKE K. 1968 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy
geologicznej Polski w skali 1 : 50 000, ark. G³uchów (630). Inst. Geol.
DUDEK Z. 1966 — Ozo-morena Rosochy na tle budowy geologicznej
okolic Nowego Miasta nad Pilic¹. Acta Geol. Pol., 16: 261–275.
DYLIKOWA A. 1973 — Geografia Polski. Krainy geograficzne.
PZWS, Warszawa.
GODZIK J. S. 1975 — Okolice Rzgowa i trasa do Tomaszowa Mazo-
wieckiego. Przewodnik wycieczek XIII Ogólnopolskiego Zjazdu Pol-
skiego Towarzystwa Geograficznego. £ódŸ.
GODZIK J.S. 2000 — Aeolian cover sands in the south–eastern part
of the £ódŸ region, [W:] R. Dulias & J. Pe³ka-Goœciniak (eds), Aeolian
processes in different landscape zones, Dissertations of Faculty of Earth
Sciences, University of Silesia: 80–88.
JAKSA A. 2004 — Zró¿nicowanie œrodowisk akumulacji osadów
kemowych w regionie ³ódzkim na podstawie analizy litofacjalnej.
Zak³ad Geomorfologii U£, maszynopis pracy doktorskiej.
JAKSA A. & RDZANY Z. 2002 — Sedymentologiczny zapis dynami-
ki deglacjacji Wysoczyzny Rawskiej na przyk³adzie Wa³u Rylska. Acta
Universitatis Nicolai Copernici, Geografia XXXII — Nauki Matema-
tyczno-Przyrodnicze, 109: 169–181.
KLAJNERT Z. 1966 — Geneza Wzgórz Domaniewickich i uwagi o
sposobie zaniku lodowca œrodkowopolskiego. Acta Geographica
Lodziensia, 23: 1–134.
KLAJNERT Z. 1978 — Zanik lodowca warciañskiego na WysoczyŸnie
Skierniewickiej i jej pó³nocnym przedpolu. Acta Geographica Lodziensia,
38: 1–149.
KLAJNERT Z. 1984 — Analysis of kames for palaeogeographical
reconstructions. Boreas, 13: 95–109.
KLAJNERT Z. 2004 — Cechy morfologiczne i geologiczne strefy
brze¿nej l¹dolodu zlodowacenia warty na Wy¿ynie £ódzkiej, [W:] Zlo-
dowacenie warty w Polsce, red. M. Harasimiuk i S. Terpi³owski,
UMCS, Lublin, 51–69.
KLAJNERT Z. & RDZANY Z. 1989 — Glacifluwialna geneza wyso-
kich poziomów terasowych w dolinie górnej Rawki miêdzy Kochano-
wem a Raw¹ Mazowieck¹. Acta Geographica Lodziensia, 59: 21–38.
KLATKOWA H. 1972a — Paleogeografia Wy¿yny £ódzkiej i obsza-
rów s¹siednich podczas zlodowacenia warciañskiego. Acta Geographi-
ca Lodziensia, 28: 1–220.
KLATKOWA H. 1972b — Region £ódzki. [W:] Geomorfologia Polski,
t. II: 240–270. Warszawa.
KLATKOWA H. 1993a — Niektóre cechy glacigenicznych osadów
warty w œrodkowej Polsce. Acta Geographica Lodziensia, 65: 99–140.

KLATKOWA H. 1993b — Uwagi o strukturach glacistatycznych i ich
morfologicznym wyrazie w strefie zlodowacenia warciañskiego Polski
œrodkowej i zachodniej. Acta Geographica Lodziensia, 65: 141–166.
KLATKOWA H. 1996 — Elementy glacitektoniczne w budowie geolo-
gicznej i rzeŸbie pod³ódzkiej czêœci œrodkowej Polski, Acta Geographi-
ca Lodziensia, 72: 7–103.
KOBOJEK E. 2000 — Morfogeneza doliny Rawki. Acta Geographica
Lodziensia, 77: 1–157.
KONDRACKI J. 2001 — Geografia regionalna Polski. Wydawnictwo
Naukowe PWN SA, Warszawa.
KOZARSKI S. 1987 — Depositional models and ice-front dynamics in
northwestern Poland: a methodological approach. Geogr. Pol., 53
43–51.
KRZEMIÑSKI T. 1974 — Geneza m³odoplejstoceñskiej rzeŸby gla-
cjalnej w dorzeczu œrodkowej Warty. Acta Geogr. Lodz., 33: 1–171.
LINDNER L. 1971 — Stratygrafia plejstocenu i paleogeomorfologia
pó³nocno-zachodniego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich. Stud. Geol.
Pol., 35.
LINDNER L. 2005 — Nowe spojrzenie na liczbê, wiek i zasiêgi zlodo-
waceñ œrodkowopolskich w po³udniowej czêœci œrodkowowschodniej
Polski. Prz. Geol., 53: 145–150.
LINDNER L. & FEDOROWICZ S. 1996 — Wiek TL osadów plejsto-
ceñskich w Janowie nad Radomk¹ i problem zasiêgu l¹dolodów w cza-
sie zlodowaceñ œrodkowopolskich (odry, warty) w strefie NW
obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 44: 935–937.
LENCEWICZ S. 1927 — Dyluwium i morfologia œrodkowego Powiœ-
la. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 2: 1–220.
MIZIO£EK E. 1988 — W³aœciwoœci litologiczne i surowcowe osadów
zastoiskowych w regionie ³ódzkim. Acta Geographica Lodziensia, 58:
1–124.
MOJSKI J. E. 1965 — Niektóre problemy stratygrafii plejstocenu Ni¿u
Polskiego i obszarów s¹siednich po VI Miêdzynarodowym Kongresie
INQUA. Biul. Inst. Geol., 187, Z badañ czwartorzêdu w Polsce, 11.
NOWACKI K. 1992 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicz-
nej Polski 1: 50 000, ark. Popielawy (666). Pañstw. Inst. Geol.
NOWACKI K. 1993 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicz-
nej Polski 1:50 000, ark. £yszkowice (592). Pañstw. Inst. Geol.
PETERA J. 1996 — Przyk³ady struktur glacitektonicznych w Celesty-
nowie ko³o £odzi. Acta Geographica Lodziensia, 72: 105–151.
RDZANY Z. 1997 — Kszta³towanie rzeŸby terenu miêdzy górn¹
Rawk¹ a Pilic¹ w czasie zaniku l¹dolodu warciañskiego. Acta Geogr.
Lodz., 73: 1–146.
RDZANY Z. 2004 — Formy marginalne lobu Rawki miêdzy
Inow³odzem a Nowym Miastem nad Pilic¹ na tle pogl¹dów na zasiêg
l¹dolodu zlodowacenia warty. [W:] Zlodowacenie warty w Polsce, red.
M. Harasimiuk & S. Terpi³owski, UMCS, Lublin: 87–102.
RÓ¯YCKI S. Z. 1961 — Middle Poland — general presentation —
VIth INQUA Congress, Guide-book of excursion from the Baltic to the
Tatras, part II, vol. I: 1–116, Warszawa.
RÓ¯YCKI S. Z. 1967 — Plejstocen Polski œrodkowej na tle
przesz³oœci w górnym trzeciorzêdzie. PWN: 1–236
SAD£OWSKA A. 1982 — Rozwój rzeŸby miêdzyrzecza Pilicy, Czar-
nej i Drzewiczki. Acta Geogr. Lodz., 47: 1–108.
TRZMIEL B. 1988 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski, 1:50 000,
ark. Tomaszów Mazowiecki (667). Pañstw. Inst. Geol.
TRZMIEL B. 1990 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicznej
Polski, 1 : 50 000, ark. Tomaszów Mazowiecki (667). Pañstw. Inst.
Geol.
TURKOWSKA K. 1993 — Zapis procesów warciañskich w pod³o¿u
doliny górnego Neru. Acta Geographica Lodziensia, 65: 239–263.
TURKOWSKA K. & WIECZORKOWSKA G. 1993 — Pogl¹dy na
zasiêg l¹dolodu warciañskiego i charakter jego strefy marginalnej na
po³udniowy wschód od £odzi. Materia³y Konferencji: „Stratygrafia i
palegeografia zlodowacenia warty”, £ódŸ.
ZABORSKI B. 1926 — Ozy pomiêdzy Grójcem i Odrzywo³em. Prz.
Geogr., 6.
ZIELIÑSKI T. 1993 — Sandry Polski pó³nocno-wschodniej — osady i
warunki sedymentacji. Pr. Nauk. Uniw. Œl., 1398.

351

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

Praca wp³ynê³a do redakcji 22.03.2005 r.

Akceptowano do druku 12.10.2005 r.