Jurajska Oaza Śdódlodowa w świetle badań ostatniego półwiecza J Lewandowski
Przegląd Geologiczny, vol. 59, nr 11, 2011 Jurajska Oaza Rródlodowa w Swietle badań ostatniego półwiecza Józef Lewandowski1 Glacial oasis in the Cracow-Częstochowa Upland results of studies during the last fifty years. Prz. Geol., 59: 732 738. Abst ract: Thequestion of glaciation of the Cracow-Częstochowa Upland (also known as Polish Jura) during the South Polish Glaciations (Elsterian) is one of the most controversial issues in the Polish Pleistocene palaeogeo- graphy. According to S. Z. Rózycki (1960), in these times this region became a concave nunatak whereas an area from Olsztyn in the north to Krzeszowice in the south was the Glacial Oasis of Polish Jura . This hypothesis, derived from Różycki s field studies in Antarctica (the Bunger Oasis), is still discussed in the Polish literature. The problem is still regarded as open despite of extensive geological mapping of that area. However, in author s opinion, the presence of Pleistocene glacial oasis appears confirmed by both regional geological studies and the recent glaciological theories. Keywords: Glacial Oasis of Polish Jura, concave nunatak, ice stream, roche moutonnee Wnikliwe obserwacje plejstocenu Jury Częstochow- bezpoSrednich dowodów na obecnoSć lądolodu. Biorąc skiej skłoniły S.Z. Różyckiego (1960) do ogłoszenia hipo- pod uwagę liczne przykłady istnienia nunataków w Polsce tezy, że przeważający fragment tego subregionu podczas południowej (Rlęża, Łysogóry), hipoteza S.Z. Różyckiego zlodowacenia krakowskiego (południowopolskiego) jest wielce prawdopodobna i możliwa do udowodnienia stanowił Jurajską Oazę Rródlodową . Opierając się na modelem dynamiki ruchu lodu w warunkach zmiennych mapie geologicznej St. Zaręcznego (1894), pogląd ten (dla naprężeń Scinających i zróżnicowanej morfologii podłoża Płaskowyżu Ojcowskiego) wyrażał wczeSniej W. Łoziński (zob. Jania, 1993). Strumieniowy charakter przemieszcza- (1912). Stwierdził on mianowicie, że powierzchnia wyżyny nia lądolodu dobrze zilustrował ostatnio B. Przybylski nigdy nie była pokryta lądolodem, który do niecki krakow- (2008), w oparciu o analizę DEM Wielkopolski. Na Wyży- sko-chrzanowskiej wtargnął obniżeniami od zachodu. nie Rląskiej trudno doszukać się podobnych glacilineamen- Różycki (1960) swoją koncepcję uzasadniał nieobecnoScią tów, ponieważ obszar ten ma rzexbę znacznie starszą głazów eratycznych oraz brakiem Sladów mutonizacji ostań- neogeńsko-czwartorzędową (Lewandowski, 1996). Główne ców skalistych, w przeciwieństwie do skałek występu- jej elementy mają założenia strukturalne, a cienka pokrywa jących na północ od Olsztyna i na Wyżynie Wieluńskiej. czwartorzędowa ma przede wszystkim genezę perygla- Według niego istnienie nunataka wklęsłego uwarunko- cjalną. wane było głównym kierunkiem transgresji lądolodu, realizowanym z NNW, a więc zgodnie z osią morfolo- Zlodowacenie sanu I giczną progu górnojurajskiego. Sytuacja ta spowodowała, że obszar ten został opłynięty przez sąsiednie strumienie Zróżnicowany rozkład kierunków ruchu lądolodu w lodowe (koniecpolski i Sląski). Wzdłuż osi Wyżyny Kra- czasie zlodowacenia sanu I na obszarze wyżyn południo- kowsko-Wieluńskiej J.E. Mojski (2005) znaczy lododział wopolskich podyktowany był konfiguracją podłoża zbudo- pierwszego rzędu dla lądolodu sanu II, dzielący dwa wanego ze skał twardych. Wyodrębnianie się strumieni główne strumienie lodowe (loby), docierające do brzegu lodowych (ice streams) uwarunkowane było obecnoScią Karpat na wysokoSć około 400 m n.p.m. Wspomniany głębokich, subsekwentnych dolin rzecznych, obrzeża- autor znaczy w obszarze wyżyny (podobnie jak w Górach jących od zachodu i wschodu wyniesiony próg górnojuraj- Rwiętokrzyskich) obszar z cienką pokrywą lądolodu . ski (ryc. 1). Innymi słowy obszar wyżyny, położonej Ostatnie badania na przedpolu Karpat sugerują, że maksy- około 150 200 m wyżej od otaczających go dolin, znalazł malny zasięg lądolodu skandynawskiego odnosi się do zlo- się w strefie ujemnego bilansu mas lodowych i w konse- dowacenia sanu I (Lindner, 2001), aczkolwiek problem ten kwencji centralna częSć Jury Krakowsko-Częstochowskiej nie znalazł jednoznacznego roztrzygnięcia. Z powyższego (między Olsztynem a Krzeszowicami) prawdopodobnie wynika, że retoryczne pytanie S.Z. Różyckiego (1960) nie została pokryta lodem lub w jej obręb wnikały jedynie Czy nunatak Jury istniał tylko epizodycznie, czy też prze- lokalne jęzory lodowcowe (Lewandowski, 2009). Kuesta trwał przez cały czas trwania starszego zlodowacenia w tej górnojurajska, od Częstochowy po Olkusz, posiada od 60 częSci Polski? nie doczekało się jednoznacznej odpowie- do ponad 100 m wysokoSci. Jej pierwotna stromoSć na wie- dzi, mimo że autor cytowanego pytania nie miał w tej spra- lu odcinkach maskowana jest obecnie młodoplejstoceń- wie żadnej wątpliwoSci. skimi stożkami napływowymi (Lewandowski & Zieliński, Próg górnojurajski, chociaż silnie zróżnicowany 1990). Tak wysoki próg morfologiczny musiał stanowić morfologicznie, wznosi się na wysokoSć 360 500 m n.p.m. istotną barierę dla strumieni lodowych. Oazy Sródlodowe i zdecydowanie góruje nad otaczającym go obszarem (ryc. 1). (nunataki) mogą się tworzyć w sytuacji, gdy wysokoSć i W najwyżej położonej strefie (> 400 m n.p.m.) brak jest szerokoSć przeszkody morfologicznej są porównywalne z 1 Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Rląski, ul. Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; jozef.lewandowski@us.edu.pl 732 Przegląd Geologiczny, vol. 59, nr 11, 2011 osie kopalnych dolin rzecznych axes of main fossil valleys POLSKA POLAND Maksymalne zasięgi lądolodów: Maximum extent of the ice sheets: sanu I Sanian I CZĘSTOCHOWA odry Odranian KONIECPOL zastoiska transgresywne transgresive ice-dam lakes OLSZTYN główne kierunki odpływu sandrowego directions of proglacial streams nasunięcie karpackie Carpathian frontal thrust SZCZEKOCINY uskoki faults TARNOWSKIE GÓRY ZAWIERCIE WOLBROM BYTOM PŁASKOWYŻ KATOWICE OJCOWSKI OLKUSZ KRZESZOWICE CHRZANÓW KRAKÓW ORWIĘCIM PSZCZYNA 10km Ryc. 1. Główne elementy paleogeografii plejstoceńskiej Wyżyny Rląsko-Krakowskiej na tle mapy cyfrowej rzexby terenu (DEM) Fig. 1. Pleistocene palaeogeographic elements of the Cracow-Częstochowa Upland against the background of DEM map (digital elevation map) miąższoScią lądolodu oraz występują w strefie ujemnego miąższoSć lądolodu w strefie wyżyn południowopolskich. bilansu mas lodowych (Liszkowski, 1976). Istotnym Przyjmując jego maksymalny zasięg oraz wysokoSć, do problemem w powyższych rozważaniach jest szacunkowa której dotarł lądolód w Karpatach Zachodnich (ok. 400 m 733 Przegląd Geologiczny, vol. 59, nr 11, 2011 A B m n.p.m. m n.p.m. m a.s.l. m a.s.l. W E 600 Trzyciąż 600 Olkusz pra-Przemsza 500 500 Dłubnia 400 400 J3 J3 K2 T3 J3 300 300 J3 T2 200 200 D J3 100 100 10km J2 0 0 -100 piaski i mułki plejstoceńskie lądolód otwór wiertniczy Pleistocene sands and silts ice sheet borehole lessy ostańce skałkowe loess monadnoks maksymalny poziom akumulacji wodnolodowcowej skały podłoża maximum horizon of glaciofluvial accumulation bedrock Ryc. 2. Przekrój geologiczny A B (zob. ryc. 3), ilustrujący strukturalne założenia Jurajskiej Oazy Rródlodowej . Litostratygrafia: K2 margle kredy górnej, J3 wapienie jury górnej, T3 iłowce i mułowce triasu górnego, T2 wapienie i dolomity triasu Srodkowego, D wapienie dewonu Fig. 2. Geological cross-section A B (see Fig. 3), tectonic background of glacial oasis of Polish Jura . Lithostratigraphy: K2 Upper Cretaceous marls, J3 Upper Jurassic limestones, T3 Upper Triassic claystones and siltstones, T2 Middle Triassic limestones and dolomites, D Devonian limestones n.p.m.), z dużym prawdopodobieństwem można założyć, w ujSciowych odcinkach dolin, w poziomie bramkowym, że miąższoSć poszczególnych strumieni lodowych (przy na wysokoSci nie przekraczającej 390 m n.p.m. Próg tekto- naprężeniu bazalnym od 50 do 100 kPa) wynosiła od 200 niczny o wysokoSci ponad 100 m, ograniczający od północy do 400 m (Lewandowski, 1988). Są to wartoSci jedynie rów krzeszowicki, był dla strumienia lodowego poru- dwukrotnie wyższe od deniwelacji regionalnych Wyżyny szającego się równolegle do jego przebiegu, barierą nie do Krakowsko-Częstochowskiej. Tak więc powierzchnia ota- pokonania, zakładając miąższoSć lodu < 250 m. Strumienie czającego wyżynę lądolodu mogła wznosić się co najwyżej małopolskie (Pilicy i Nidy) płynęły natomiast od północy, do wysokoSci około 600 m n.p.m. (w częSci południowej) wykorzystując subsekwentną dolinę pra-Pilicy na północy, oraz około 800 m n.p.m. (w częSci północnej). W takim a następnie tektoniczną dolinę Dłubni na południu (ryc. 3). przypadku centralny obszar wyżyny, wznoszący się > 400 m Rladem ich przemieszczania są wygładzone progi górno- n.p.m., był nunatakiem wklęsłym (ryc. 2). Miał on kształt kredowe, z obecnoScią deformacji glacitektonicznych koło rozszerzającego i wznoszącego się ku południowi klina, Julianki (Różycki, 1982b) oraz pojedyńcze, obłe wzgórza zorientowanego zgodnie z generalnym kierunkiem trans- zbudowane z wapieni skalistych w rejonie Wolbromia i gresji. Jego długoSć wynosiła około 70 km, a szerokoSć Batowic. Wspomniane wzgórza noszą wyraxne Slady maksymalna 30 km (ryc. 3). mutonizacji są to obłe kopuły (nazywane chełmami ), Rozkład materiału lokalnego w osadach glacigenicz- wyraxnie spłaszczone w partii szczytowej. nych Wyżyny Rląskiej dowodzi, że wielkopolski (zachod- Lądolód, realizując główny, południowy kierunek ni) sektor lądolodu transgredował strumieniami Warty i ruchu aktywnego (ekstruzywnego), mógł jedynie wnikać Małej Panwi od północnego zachodu, docierając czołowo w obszar Jury Polskiej lokalnymi jęzorami grawitacyjnego do kuesty górnojurajskiej. Strumień Sląski (odrzański) tego rozpełzywania (Lewandowski, 1988). W obręb Jurajskiej lądolodu, wykorzystując kopalną dolinę pra-Odry-Rudy, Oazy Rródlodowej dostawały się jedynie lokalne jęzory przemieszczał się ku wschodowi, wkraczając w obszar lodowcowe. Jeden z nich wniknął w dolinę Białki i Krzty- rowów tektonicznych rygla krakowskiego (ryc. 3). Kieru- ni, pozostawiając osady glacigeniczne (glinę zwałową w nek ten zapisany jest w składzie petrograficznym żwirów kontakcie z iłami warwowymi) w rejonie Pradeł (Semil, glacjalnych okolic Tenczynka, gdzie dominują wapienie 1982) oraz zmutonizowaną skałkę pod Kroczycami. górnojurajskie oraz diabazy (Rutkowski i in., 1998). Jęzory lodowcowe, wkraczając w górne odcinki kopal- Wychodnie tych ostatnich położone są na zachód od Ten- nych dolin rzecznych, musiały barykadować odpływ wód czynka. Resztki osadów glacigenicznych, w tym głazy era- ekstraglacjalnych i stwarzać doskonałe warunki do tyczne, są powszechne w rejonie Chrzanowa, Krzeszowic, powstawania wielkich jeziorzysk zaporowych. Rlady tych Czernichowa oraz na Garbie Tenczyńskim (Zaręczny, zbiorników można znalexć w profilach wierceń na obsza- 1894, 1956), dziS już prawie całkowicie wyzbierane jako rze: Kotliny Mitręgi koło Zawiercia, Kotliny Biskupiego doskonały materiał budowlany. Na wschodni kierunek Boru koło Olkusza (Lewandowski & Zieliński, 1990), transportu glacjalnego doskonale wskazuje obecnoSć blo- kopalnej doliny Pilicy koło Szczekocin (Różycki, 1982a), ków araukarii w Bronowicach pod Krakowem (Zaręczny, kopalnej doliny Przemszy koło Chrzanowa (Kotlicka, 1956). Głazy eratyczne oraz glinę zwałową (prawdopo- 1969) i w wielu innych miejscach obrzeżających Wyżynę dobnie spływową) w stokach Będkówki i Kobylanki zano- Krakowsko-Częstochowską. Osady zastoiskowe, zaburzo- tował W. Walczak (1956). Wspomniane osady grupują się ne glacitektonicznie, znane są z okolic Tenczynka (Rut- 734 Przegląd Geologiczny, vol. 59, nr 11, 2011 CZĘSTOCHOWA KONIECPOL 1 400 SZCZEKOCINY 400 423 2 467 450 380 502 TARNOWSKIE GÓRY ZAWIERCIE Jurajska 404 435 BYTOM WOLBROM Oaza A OLKUSZ 504 B KATOWICE Rródlodowa Glacial Oasis 436 3 420 380 CHRZANÓW 5 4 406 402 KRAKÓW ORWIĘCIM lądolód z głównymi 384 kierunkami strumieni lodowych the main ice streams within the ice cap wyniosłoSci podłoża bedrock heights obszar nie zlodowacony not glaciated area linia zasięgu ladolodu WADOWICE extent of the ice sheet lododziały icesheds MYRLENICE ostańce mutony monadnoks moutons BIELSKO BIAŁA rzędne wmn.p.m. głazy narzutowe 420 altitude [m a.s.l.] erratic blocks K A R P A T Y stanowiska opisane w literaturze sites referred to in literature C A R P A T H I A N S A B linia przekroju (ryc. 2) 10km cross-section line (Fig. 2) Ryc. 3. Paleogeografia Wyżyny Rląsko-Krakowskiej podczas zlodowacenia sanu I. Odsłonięcia opisane w literaturze: 1 Julianka (Różycki, 1982b), 2 Pradła (Semil, 1982), 3 Dolina Kobylańska (Walczak, 1956), 4 Nielepice (Zaręczny, 1956), 5 Rudna (Rutkowski i in., 1998) Fig. 3. Palaeogeography of Cracow-Częstochowa Upland during the San I (Elsterian) Glaciation. Outcrops cited in literature: 1 Julianka (Różycki, 1982b), 2 Pradła (Semil, 1982), 3 Kobylańska Valley (Walczak, 1956), 4 Nielepice (Zaręczny, 1956), 5 Rudna (Rutkowski et al., 1998) 735 Przegląd Geologiczny, vol. 59, nr 11, 2011 kowski i in., 1998.) oraz z dolinek podkrakowskich zachowanej we wszystkich obniżeniach, ale także na (Zaręczny, 1956; Tyczyńska, 1968). Osady te zachowały znacznych wysokoSciach, przekraczających niekiedy 400 się jednak szczątkowo, uległy bowiem zniszczeniu przez m n.p.m. (Różycki, 1972; Lewandowski, 1994). CzęSć tych póxniejszą erozję, a ich resztki zostały pogrzebane piasków ma genezę eoliczną, jednak pierwotnym xródłem młodszymi (neoplejstoceńskimi) osadami fluwioperygla- alimentacyjnym był topniejący na obrzeżach wyżyny cjanymi. lądolód. WiększoSć dolinek jurajskich pełniła w tym czasie Najbardziej wymowną przesłanką, przemawiającą za rolę dróg odpływu proglacjalnego. Taką funkcję pełniła obecnoScią nunataka wklęsłego na Wyżynie Krakowsko- między innymi przełomowa dolina Białej Przemszy. W jej Częstochowskiej, jest brak Sladów mutonizacji skałek obrębie miąższoSć piasków dochodzi do 60 m. wierzchowinowych: w Górach Sokolich, w paSmie Kro- Istnienie nunataka dowodzi także całkowity brak czyckim, w paSmie Niegowonicko-Smoleńskim i na głazów narzutowych w obszarze pomiędzy Olsztynem (na Płaskowyżu Ojcowskim, przy jednoczesnej obecnoSci północy) a Krzeszowicami (na południu). Można teore- mutonów na Wyżynie Wieluńskiej oraz w rejonie Kusiąt tycznie zakładać, że zostały one całkowicie wyzbierane koło Olsztyna (Różycki, 1960). Rlady mutonizacji posiada przez człowieka. W takim jednak wypadku należało by ich także wiele wzgórz skałkowych zlokalizowanych w prze- oczekiwać w murach Sredniowiecznych zamków. Są tam łomowym odcinku Wisły pod Krakowem. Nie można obecne (oprócz skorodowanych bloków wapieni skalistych wszak zakładać, że rozwój ostańców wierzchowinowych zbieranych w okolicy), liczne kwarcyty górnokredowe odnosi się wyłącznie do neoplejstocenu. (regolitowe), jednak skał granitoidowych nie ma w ogóle. Wiek i geneza skałek jurajskich były w literaturze róż- Eratyki znacznych rozmiarów (> 0,5 m Srednicy) były nie ujmowane od paleogeńskich mogotów (Klimaszew- natomiast znajdowane na obrzeżach wyżyny w rejonie ski, 1958; Polichtówna, 1962; Pokorny, 1963), poprzez Zawiercia i Kroczyc (Haisig & Wilanowski, 1983), a przede eoceńskie monadnoki (Felisiak, 1992), po plejstoceńskie wszystkim w rowie krzeszowickim, zazwyczaj u podnóża ostańce denudacyjne genezy peryglacjalnej (Pawelec, progów tektonicznych (Zaręczny, 1956; Walczak, 1956; 2008). Autor przychyla się do poglądu, że ostańce skaliste Rutkowski, 1989). Bardzo często za głazy eratyczne w są różnowiekowe, w zależnoSci od ich położenia wierz- obszarze Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej uznawane chowinowego lub dolinnego, a czas ich rozwoju należy były bloki jasnoszarych piaskowców krzemionkowych. liczyć milionami lat (Alexandrowicz, 2004). Najstarsze W rzeczywistoSci są to silnie zsylifikowane piaski dolnej formy skałkowe (wierzchowinowe) są znacznie młodsze kredy (albu) i obecne na wyżynie jako regolit zniszczonej od towarzyszących im piasków formierskich prawdopo- pokrywy kredowej, która zachowała się jedynie w rowach dobnie Srodkowomioceńskich (Lewandowski & Ciesielczuk, tektonicznych (Wolbromia i Krzeszowic) oraz w studniach 1997) oraz młodsze od finalnego (wczesnoplioceńskiego) krasowych okolic Julianki oraz Krakowa. Istnieje opinia, etapu rozwoju podziemnych form krasowych, które wystę- że w obszar wyżyny dostawał się jedynie czysty lód, pują w obrębie skałek (Głazek & Szynkiewicz, 1987; Głazek, pozbawiony materiału eratycznego. JeSli by tak było to era- 1989; Tyc, 2005). Rozwój ostańców skalistych rozpoczął tyków nie byłoby także w Karpatach i to na wysokoSci do się prawdopodobnie w pliocenie, kontynuowany był w 400 m n.p.m. (Dudziak, 1970). Wysokie położenie eraty- eoplejstocenie, a ostateczna faza ich modelowania miała ków w Karpatach może być także efektem neotektoniki. miejsce w plejstocenie glacjalnym. Topografia skałek Amplitudę dodatnich, plejstoceńskich ruchów neotekto- wierzchowinowych ma charakter twardzielców denuda- nicznych w Karpatach Zachodnich W. Zuchiewicz (1990) cyjno-krasowych i jest efektem długotrwałej denudacji szacuje na kilkadziesiąt, do ponad 150 metrów. selektywnej, sterowanej zmiennoScią facjalną budowli Osady glacigeniczne, które pozostawił po sobie lądolód węglanowych (Dżułyński, 1952; Matyszkiewicz, 2004) sanu I w Polsce południowej zachowały się w strzępach. oraz strukturami tektonicznymi płyty górnojurajskiej Na całym obszarze Wyżyny Rląsko-Małopolskiej i na Pod- (Dżułyński, 1953). Plejstoceńskim procesom denudacyj- karpaciu są to zazwyczaj resztki glin zwałowych, nieliczne nym sprzyjała obecnoSć wieloletniej zmarzliny, która unie- głazy eratyczne (prawie całkowicie wyzbierane przez ruchamiała lub poważnie redukowała system odpływu człowieka), a w dolinach muły i iły zastoiskowe oraz podziemnego (krasowego). Jura Krakowsko-Częstochow- resztkowe ostańce wysokich powierzchni fluwioglacjal- ska uzyskała w plejstocenie glacjalnym mieszany krasowo- nych (Lewandowski, 1987). W północnej częSci Wyżyny fluwialny (fluviokarst) charakter rzexby (Lewandowski, Częstochowskiej Slady pobytu lądolodu znaczą często żwi- 1993). Trudno jednak dopatrzyć się Sladów mutonizacji rowiska krzemienne, traktowane jako morena lokalna ostańców skalistych, uwzględniając nawet ich póxniejsze (Nita, 2004). Nie zawsze pogląd ten jest prawdziwy, przeobrażenia w warunkach wietrzenia mrozowego (pery- bowiem wspomniane krzemieniska na ogół zdradzają glacjalnego). Tempo denudacji chemicznej (Różkowski, występowanie w podłożu formacji piasków formierskich, 2006) oraz mechanicznej (Pawelec, 1997) było zbyt małe niezwykle bogatej w krzemienie (Lewandowski & Ciesiel- (0,02 0,05 mm/rok), żeby w ciągu ostatnich 400 tysięcy lat czuk, 1997). zatrzeć charakterystyczny kształt barańców. Innymi słowy Podczas deglacjacji równoleżnikowa dolina podkar- ostańce wierzchowinowe nie były mutonizowane. Jedno- packa (póxniejsza, przełomowa dolina Wisły Brama Kra- czeSnie trudno zakładać, żeby denudacja wyprzątnęła kowska) pełniła rolę odpływu marginalnego, odprowadza- wszystkie (bez wyjątku) osady pozostawione przez jącego wody na wschód (Klimek, 1972). W jej strefie zgro- lądolód. madziła się bardzo miąższa seria osadów fluwialnych i flu- Konsekwencją istnienia Jurajskiej Oazy Rródlodo- wioglacjalnych (lokalnie limnoglacjalnych). Jej strop w wej jest obecnoSć na Jurze Częstochowskiej ogromnej ilo- okolicach Krakowa sięgał wysokoSci 250 260 m n.p.m. Sci piasków pokrywy fluwioglacjalnej, resztkowo Wzgórza zbudowane z tych osadów, zachowane w strefie 736 Przegląd Geologiczny, vol. 59, nr 11, 2011 południowego stoku doliny Wisły pod Krakowem, nie są skich. Teoria nunataka wklęsłego znajduje swoje uza- formami kemowymi (Tyczyńska, 1968), ale ostańcami sadnienie także w rekonstrukcji dynamiki ruchu lądolodu i erozyjnymi najwyżej położonego i najstarszego (plejstoceń- kierunkach jego transgresji, uwzględniającej zróżnico- skiego) poziomu akumulacji dolinnej (Lewandowski & waną morfologię regionu oraz wykształcenie pokrywy Wójcik, 2009). plejstoceńskiej na Wyżynie Rląsko-Krakowskiej. Rozkład kierunków ruchu lądolodu podyktowany był tam obecno- Zlodowacenie odry i młodsze Scią głębokich, subsekwentnych dolin rzecznych. Wyod- rębnianie się strumieni lodowych spowodowało, że wynie- Lądolód zlodowacenia odry, transgredując tym razem z siony próg górnojurajski został opłynięty od wschodu, północnego wschodu lobem koniecpolskim (Różycki & zachodu i południa. Obszar wyżyny, położony około 150 Lamparski, 1967), dotarł jedynie do okolic Olsztyna, Jano- 200 m wyżej od otaczających go dolin, znalazł się w strefie wa i Lelowa oraz wniknął w dolinę pra-Pilicy po okolice ujemnego bilansu mas lodowych i w konsekwencji central- Szczekocin (Różycki, 1982a), pozostawiając w strefie na częSć Jury Krakowsko-Częstochowskiej (między Olsz- marginalnej nieliczne moreny czołowe, nasady sandrów i tynem a Krzeszowicami) nie została pokryta lodem lub w resztki glin zwałowych. Lądolód wniknął jednoczeSnie od jej obręb wnikały jedynie lokalne jęzory lodowcowe. Ta północnego-zachodu głębokimi lobem w dolinę Warty, aż sytuacja paleogeograficzna, w odniesieniu do oaz antark- po okolice Poraja (Lewandowski, 1987) (ryc. 1). W wymie- tycznych, jest doskonałym przykładem zasady aktualizmu nionych dolinach epizod ten rejestrują limnoglacjalne osa- geologicznego. dy jeziorzysk zaporowych, na których gdzieniegdzie zachował się cienki poziom glin zwałowych, a na zewnątrz Literatura od linii maksymalnego zasięgu resztkowe ostańce pozio- mu fluwioglacjalnego (Różycki, 1982a; Lewandowski, ALEXANDROWICZ S.W. & ALEXANDROWICZ Z. 2004 Ewolu- 1987). Skomplikowany układ strumieni lodowych, wkra- cja rzexby i Srodowiska Płaskowyżu Ojcowskiego. W: J. Partyka (red.) Zróżnicowanie i przemiany Srodowiska przyrodniczo-kulturowego czających w obręb Wyżyny Wieluńskiej i północnej częSci Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. T. 1, Przyroda, Ojców: 47 54. Wyżyny Częstochowskiej, zrekonstruowany został w opar- DUDZIAK J. 1970 Studia nad kierunkami transgresji lądolodu plej- ciu o rozrzut materiału lokalnego w morenach czołowych stoceńskiego. Prace Geol. Komis. Nauk Geol. PAN, 66: 1 85. (Różycki & Lamparski 1967; Lewandowski, 1987). Północna DŻUŁYŃSKI S. 1952 Powstanie wapieni skalistych jury krakow- skiej. Roczn. Pol. Tow. Geol., 21: 125 181. częSć Wyżyny Częstochowskiej została w owym czasie DŻUŁYŃSKI S. 1953 Tektonika południowej częSci Wyżyny Kra- zasypana utworami piaszczysto-żwirowymi do wysokoSci kowskiej. Acta Geol. Pol., 3, 3: 325 440. około 350 320 m n.p.m (Lewandowski, 1994). FELISIAK I. 1992 Osady krasowe oligocenu i wczesnego miocenu Następne zlodowacenia warty i wisły pozostawiły oraz ich znaczenie dla poznania rozwoju tektoniki i rzexby okolic Kra- kowa. Ann. Soc. Geol. Pol., 62: 173 207. na Wyżynie Częstochowskiej piętno intensywnych proce- GŁAZEK J. 1989 Paleokarst of Poland. W: P. Bosak et all., Paleo- sów peryglacjalnych. Manifestują się one obecnoScią kolu- karst. A Systematic and Regional Review. Eds. Elsevier-Academia: 77 wialno-deluwialnych pokryw piaszczysto-gruzowych (Kobo- 105. GŁAZEK J. & SZYNKIEWICZ A. 1987 Stratygrafia młodotrzecio- jek, 1990; Lewandowski, 1994) i eolicznych (Szczypek, rzędowych i staroczwartorzędowych osadów krasowych oraz ich zna- 1986). W centralnych obszarach wyżyny występują one do czenie paleogeograficzne. [W]: A Jahn, S. Dyjor (red.) Problemy wysokoSci 380 400 m n.p.m, a ich miąższoSć w dolinach młodszegoneogenu i eoplejstocenu w Polsce. Ossolineum, Wrocław: dochodzi do 30 metrów (Heliasz i in., 1994). W strefach 113 130. stromych stoków, szczególnie u podnóża kuesty górnoju- HAISIG J. & WILANOWSKI S. 1983 Szczegółowa Mapa Geolo- giczna Polski, 1 : 50 000, ark. Pradła, Wyd. Geol., Warszawa. rajskiej, występują liczne i rozległe osuwiska, których uru- HELIASZ Z. LEWANDOWSKI J. & LISZKOWSKI J. 1994 Szcze- chomieniu sprzyjała obecnoSć permafrostu (Michalska & gółowa Mapa Geologiczna Polski, 1 : 50 000, ark. Żarki, Wyd. Geol., Stupnicka, 1982). W południowo-wschodniej częSci obszaru Warszawa. JANIA J. 1993 Glacjologia. PWN, Warszawa, 359 s. dominują pokrywy lessowe wieku vistuliańskiego KLIMASZEWSKI M. 1958 Nowe poglądy na rozwój rzexby kraso- (Madeyska, 1982) i lokalnie (w obszarze lelowskiej wej. Przegląd Geograficzny, 30: 421 438. wyspy lessowej ) odwapnione lessy zlodowacenia warty z KLIMEK 1972 Kotlina Raciborsko-OSwiecimska. [W]: M. Klima- interglacjalną glebą w stropie (Haisig & Wilanowski, 1983). szewski (red.) Geomorfologia Polski, 1: 116 134, PWN, Warszawa. KOBOJEK S. 1990 Elementy peryglacjalne w budowie geologicznej Największe rozprzestrzenienie i największe miąższoSci i rzexbie północnej częSci Wyżyny Częstochowskiej. Acta Geograph. pokrywy piaszczyste osiągają w obrzeżających dolinach. Lodz., 60: 1 115. Są to ogromne stożki napływowe, nawiązujące do wyso- KOTLICKA G.N. 1969 Uwagi o paleogeografii dolnego odcinka pra- kich tarasów rzecznych górnej Warty, górnej Białej Prze- doliny Przemszy. Biul. Inst. Geol., 220: 325 345. LEWANDOWSKI J. 1987 Zlodowacenie Odry na Wyżynie Rląskiej. mszy i górnej Pilicy (Lewandowski & Zieliński, 1990; Biul. Państw. Inst. Geol., 31: 247 312. Lewandowski, 1994). LEWANDOWSKI J. 1988 Charakter i dynamika ruchu lądolodu w Swietle obserwacji współczesnych zjawisk glacjalnych i badań nad Podsumowanie lądolodami plejstocenu. Prace Nauk. Uniw. Rl., Geologia, 9: 7 24. LEWANDOWSKI J. 1993 Rzexba podczwartorzędowa regionu Sląsko-krakowskiego i jej ewolucja morfogenetyczna. Folia Quatern., Zebrane fakty dotyczące plejstocenu Wyżyny Krakow- 64: 101 121. sko-Częstochowskiej dowodzą, że przeważający jej obszar, LEWANDOWSKI J. 1994 Pokrywy fluwioperyglacjalne Wyżyny wznoszący się powyżej 400 m n.p.m., nie był nigdy pokry- Częstochowskiej. Prz. Geol., 12: 1009 1013. LEWANDOWSKI J. 1996 Główne czynniki neogeńskiej i czwarto- ty lądolodem i stanowił podczas zlodowacenia sanu I rzędowej ewolucji morfogenetycznej regionu Sląsko-krakowskiego. Jurajską Oazę Rródlodową (Różycki, 1960). Koronnym Acta Geogr. Lodz., 71: 131 148. argumentem potwierdzającym tę teorię jest brak głazów LEWANDOWSKI J. 2009 Cenozoic development of the Częstocho- eratycznych oraz brak Sladów mutonizacji skałek juraj- wa Upland disputable problems. [W]: K Stefaniak, A. Tyc, P. Socha 737 Przegląd Geologiczny, vol. 59, nr 11, 2011 (red.) Karst of the Częstochowa Upland and of the Eastern Sudetes. PRZYBYLSKI B. 2008 Geomorphic traces of a Weichselian ice stre- am in the Wielkopolska Lowland, western Poland. Boreas, 37: Studies of the Faculty of Earth Sciences University of Silesia, nr 56: 286 296. 57 66. RÓŻKOWSKI J. 2006 Wody podziemne utworów węglanowych LEWANDOWSKI J. & ZIELIŃSKI T. 1990 Wiek i geneza osadów południowej częSci Jury Krakowsko-Częstochowskiej i problemy ich kopalnej doliny Białej Przemszy (Wyżyna Rląska). Biul. Państw. Inst. ochrony. Prace Nauk. Uniw. Rl., 2430, Katowice, 263 s. Geol., 364: 97 126. RÓŻYCKI S.Z. 1960 Czwartorzęd regionu Jury Częstochowskiej i LEWANDOWSKI J. & CIESIELCZUK J. 1997 Przyczynek do sąsiadujących z nią obszarów. Prz. Geol., 8: 421 429. poznania regolitów krasowych Wyżyny Rląskiej. Prace Nauk. Uniw. RÓŻYCKI S.Z. 1972 Plejstocen Polski Srodkowej na tle przeszłoSci Rl., Geologia, 14: 139 152. w górnym trzeciorzędzie. PWN, Warszawa, 316 s. LEWANDOWSKI J. & WÓJCIK A. 2009 Szczegółowa mapa geolo- RÓŻYCKI S.Z. 1982a Czwartorzęd okolic Lelowa. Biul. Geol. U.W., giczna Polski, 1 : 25 000, ark. Niepołomice, wraz z objaSnieniami. PIG, 26: 49 61. Warszawa. RÓŻYCKI S.Z. 1982b Zaburzenia glacitektoniczne w rejonie Julian- LISZKOWSKI J. 1976 W sprawie lodowcowego pochodzenia mate- ki. Biul. Geol. U.W., 26: 162 171. riału trzeciorzędowego z centralnych rejonów Gór Rwiętokrzyskich. RÓŻYCKI S.Z. & LAMPARSKI Z. 1967 Kierunki ruchu lodu w cza- Prz. Geol., 8: 463 468. sie transgresji zlodowacenia Srodkowopolskiego w północnej częSci LINDNER L. 2001 Problem wieku i zasięgu lądolodów skandynaw- Jury Polskiej. Acta Geol. Pol., 17 (3): 369 390. skich u brzegu polskich Karpat. Prz. Geol., 49 (9): 819 821. RUTKOWSKI J. 1989 Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1 : 50 000, ŁOZIŃSKI W. 1912 Beitrge zur Oberflchengeologie des Krakauer ark. Kraków, wraz z objaSnieniami. PIG, Warszawa. Gebietes. Jb. Geol. Anst., 62: 71 86. RUTKOWSKI J., ZUCHIEWICZ W., BLUSZCZ A. & MADEYSKA T. 1982 Charakterystyka lessów między Zawadką i HELIOS-RYBICKA E. 1998 Lithology of glacial sediments of Siedliskami koło Szczekocin. Biul. Geol. U.W., 26: 75 87. Sanian-2 (Elsterian-2) stage in Tenczynek Basin, Kraków Region, MATYSZKIEWICZ J. 2004 Skały Rzędkowickie przykład polige- southern Poland. Ann. Soc. Geol. Pol., 68: 247 265. nicznej genezy ostańców na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej. SEMIL J. 1982 Plejstoceńska akumulacja w dolinie Ksztyni koło Pra- deł (Jura Polska). Biul. Geol. U.W., 26: 63 73. [W:] W. Partyka, A. Tyc. (red.) Od Złotego Potoku do Ojcowa. wyd. SZCZYPEK T. 1986 Procesy wydmotwórcze w Srodkowej częSci Ojcow: 67 69. Wyżyny Krakowsko-Wieluńskiej na tle obszarów przyległych. Prace MICHALSKA Z. & STUPNICKA E. 1982 Strefa osuwiskowa na Nauk. U.R., 823, 183 s. Górze Włodowskiej (Jura Polska). Biul. Geol. U.W.. 26: 173 189. TYC A. 2005 Relikty krasu podziemnego we współczesnej morfologii MOJSKI J.E. 2005 Ziemie polskie w czwartorzędzie. PIG, Warsza- ostańców Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. Materiały Konferencji wa, 404 s. VII Zjazdu Geomorfologów Polskich. wyd. Kraków: 481 486. NITA J. 2004 Walory krajobrazowe form skalnych na Wyżynie Czę- TYCZYŃSKA M. 1968 Rzexba i budowa geologiczna terytorium stochowskiej. [W:] J. Partyka (red.) Zróżnicowanie i przemiany Srodo- miasta Krakowa. Folia Geogr. Ser. Geogr. Phys., 5: 9 31. wiska przyrodniczo-kulturowego Wyżyny Krakowsko- WALCZAK W. 1956 Utwory czwartorzędowe i morfologia południo- Częstochowskiej. T. 1, Przyroda, Ojców: 55 60. wej częSci Jury Krakowskiej w dorzeczu Będkówki i Kobylanki. Biul. PAWELEC H. 1997 Przejawy procesów peryglacjalnych w rzexbie Inst. Geol., 100 (7): 420 453. Płaskowyżu Ojcowskiego. Prz. Geol., 45: 313 316. ZARĘCZNY S. 1894 Atlas Geologiczny Galicji w skali 1 : 75 000, PAWELEC H. 2008 Geneza skałek wierzchowinowych Płaskowyżu arkusze: Chrzanów Krzeszowice i Kraków. Ojcowskiego na podstawie badań osadów stokowych. Geologos, 14: ZARĘCZNY S. 1956 Mapa geologiczna okolic Krakowa i Chrzano- 163 176. wa. Wyd. Geol., Warszawa, 290 s. POKORNY J. 1963 The development of mogotes in the southern part ZUCHIEWICZ W. 1990 Morphological development od the Beskid of the Cracow Upland. Bulletin Pol. Acad. Pol. Sc., Ser. Geol. et Geogr., Niski Mts. and Quaternary paleogeography of the Polish Flysch Carpa- 11: 169 175. thians. Kwart. Geol., 33: 541 560. POLICHTÓWNA J. 1962 Ostańce Wyżyny Krakowsko-Częstochow- skiej, ich geneza i znaczenie w krajobrazie. Ochrona przyrody, 28: Praca wpłynęła do redakcji 18.11.2010 r. Po recenzji akceptowano do druku 21.03.2011 r. 255 284. 738