Literatura:

• Mojski, Europa w plejstocenie, PAE, Warszawa, 1993 – pozycja fakultatywna

• Mojski, Ziemie polskie w czwartorzędzie – dobra książka bogato ilustrowana, omawia kolejne zlodowacenia i interglacjały

• Stankowski W. – Wstęp do geologii kenozoiku, konieczne, jest w bibliotece i w księgarni, wyd. UAM. Poznań, 1996. Obowiązkowa całość

• Starkel, Paleografia holocenu, PWN, Warszawa 1977 (st. 161-185, 233 – 267, fakultatywnie

• Starkel (red.) – Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze, PWN, Warszawa 1991 (str. 68 – 127)

Starsza część kenozoiku do niedawna była nazywana trzeciorzędem. Ten stary termin jeszcze pokutuje w wielu książkach. Szkoda, że ta nazwa została usunięta, bo czwartorzęd został, co jest nielogiczne. Kiedyś istniał nawet pierwszorzęd – paleozoik, i drugorzęd – mezozoik.

Paleogen

Tak wygląda szkic geologiczny bez osadów czwartorzędu gdzie szara barwa to okrywa osadów paleogenu i neogenu. Trzeciorzęd został nimi obecnie zastąpiony. Starsza część to paleogen a młodsza neogen. Cała Polska jest przykryta praktycznie takimi osadami. Dla geologa jest to zatem wyjątkowo ważna jednostka stratygraficzna, bo osady występują powszechnie i występują przy powierzchni ziemi. Cała Wielkopolska tam jest.

Schemat litostratygraficzny ze stratygrafią i litostratygrafią (formacje i warstwy). Na niebiesko osady genezy morskiej. W paleogenie na terenie Polski dominują osady morskie. Neogen to głównie osady kontynentalne, zwłaszcza rzeczne czyli aluwialne. Stąd też logiczne wydaje się postawienie takiej granicy między osadami morskimi i rzecznymi.

Jesteśmy w tabeli stratygraficznej. Nazwy wypisane tutaj będą obowiązywać. Do bardziej szczegółowego podziału nie będziemy zmuszani. Czyli generalnie piętra obowiązują. Ale uwaga bo niektóre są stare (sarmat, baden).

Paleocen

Zaczynamy od paleocenu (66-56 Ma: dan, zeland, tanet). Na schyłek kredy przypada faza laramijska – potężny niepokój tektoniczny. Konsekwencje tych ruchów tektonicznych były takie, że głównie w paleocenie był ląd, dajmy na to Wielkopolska byłą lądem.

Eocen

Pod koniec paleocenu wystąpiła niewielka transgresja ze swoim maksimum na terenie polski niżowej w środkowej eocenie (56-34 Ma: Iprez, lutet, Barton, priabon). Jako że morza były płytkie, deponowane były osady litoralne, głównie piaski, często z glaukonitem. W eocenie paleografia ziem polskich wyglądała tak, że morze sięgało na obszar Karpat (wycofujący się ocean Tetydy, który swoje maksimum miał w erze mezozoicznej), a dalej mamy w Polsce południowo centralnej taki pas lądu. To wypiętrzenie na dobrą sprawę jak powstało w eocenie to przetrwało cały paleogen i neogen. Tę strefę pozytywnych ruchów wypiętrzających nazywamy wałem metakarpackim. Natomiast wyżej mamy to płytkie na dość krótko transgredujące morze. Widać że począwszy od dzisiejszej wyżyny Łódzkiej przez wał Kujawski po Pomorski (ryc. 27, Stankowski) były wyspy. Tendencja do wypiętrzenia tej strefy będzie trwała cały paleogen i neogen. Utworzyła się linijna strefa wypiętrzania nazywana wałem środkowopolskim. Czyli wał metakarpacki i środkowopolski pozostają pozytywne cały czas. Widać też, że już wówczas w eocenie pod Poznaniem w kierunku na południe powstała wąska aczkolwiek głęboka strefa tektoniczna – rów tektoniczny, która przetrwała dużą część paleogenu i neogenu.

Co działo się w północnej części oceanu Tetydy. Morze ciepłe, względnie płytkie, aczkolwiek zdominowane sedymentacją węglanową, a nie klastyczną piasków jak to było na północ od wału metakarpackiego.

Charakterystyczną skamieniałością przewodnią eocenu są numulity – otwornice dochodzące nawet do wielkości dwu czy pięciozłotówki.

Charakterystyczną cechą sedymentacji w Polsce północnej jest powstanie bursztynów. Dzisiejszy północny basen Bałtyku zatoka botnicka, fińska itd. to był ląd, ale powstaje nam tektoniczna struktura negatywna, implikująca prarzekę, która dostarczała osady do strefy brzegowej, która dostarczała materiału żywicznego z drzew szpilkowych i dała dzisiejsze złoża bursztynu.

Oligocen

Ponowne ożywienie tektoniki przypada na oligocen (34-23 Ma: rupel, szat). Mamy tu znaczące fazy magurską (illyryjską) i sawską. Jakie były konsekwencje? Zaczniemy od Sudetów. Miały one konsekwencję dwojakiego rodzaju. Pierwsza taka, że powstawały struktury tektoniczne nieciągłe – uskoki. Wzdłuż nich z kolei często dochodziło do intensywnego wulkanizmu. Na przedgórzu Sudetów dochodziło do wulkanizmu. Mamy pnie bazaltowe. Wietrzeją w charakterystyczny sposób, dając sześciokątne słupy (ryc. 1). Można je oglądać u nas w lapidarium. Tworzą charakterystyczne izometryczne odosobnione wzgórza nie łączące się w pasma. W rysunku warstwicowym czy ze zdjęcia lotniczego łatwo pomylić z ostańcami skał osadowych. Przykładem są organy Myśliborskie.

W Karpatach mamy Tetydę – głęboki ocean, w którym sedymentują niezwykle charakterystyczne osady nazywane przez nas fliszami (np. jednostka skoleksa na zdjęciu.). To przekładaniec piaskowców oraz iłowców czy łupków ilastych. To osady rytmiczne.

Rzeźba oceanu Tetydy nie była jednolita. Dno przez istnienie linii uskokowych uformowane było w najczęściej równoleżnikowe wypiętrzenia porozdzielane głębokimi rowami. Wypiętrzenia zwą się grzbietami, bądź kordylierami. Między nimi siedzą głębokie baseny. Jeżeli tu było płytko, to wręcz istniały wyspy. W efekcie falowania i sztormów wypiętrzenia były intensywnie niszczone. Jako, że baseny były głębokie, to spadek dna był bardzo znaczny. W efekcie falowania duże ilości osadów były uruchamiane. Przekroczony był krytyczny kąt spoczynku i osady grawitacyjnie jako podmorskie spływy schodziły w dół, dając prądy turbidytowe czyli zawiesinowe. W górnej części (zaznaczono na czerwono) to były osady spływów grawitacyjnych (mówiliśmy o powierzchniowych ale mechanizm niewiele się różni). W dolnych częściach rozrzedzany wodami morskimi spływ zmniejszał gęstość i zwiększał mobilność i spływ grawitacyjny przechodził w prąd zawiesinowy. Sedymentacyjnym zapisem są zlepieńce i brekcje dla spływów grawitacyjnych, a dla zawiesinowych piaskowce, a na końcu mułowce i łupki ilaste. Flisz tworzył się cały paleogen.

Potem wszystko uległo fałdowaniu w efekcie fazy magurskiej właśnie, stąd ich nazwa, bo najsilniej tam się zapisała. Popatrzmy na szkic strukturalny. Idąc od południa mamy Tatry, na północ kotlinę nowotarską czyli podhalańską wypełnioną osadami fliszowymi. Dalej mamy wyraźny wał, barierę zbudowaną ze skał osadowych węglanowych mezozoicznych – pieniński pas skałkowy. Kończy on tak zwane Karpaty Wewnętrzne. Dalej są Karpaty zewnętrzne w całości fliszowe. Składają się z poszczególnych pasm górskich, którym w sensie strukturalnym odpowiadają potężne płaszczowiny progradujące dziesiątki kilometrów z południa na północ i dały kolejne jednostki tektoniczne. Najbardziej na południe mamy płaszczowinę magurską, która jest najszerszym pasem skał fliszowych. Ona jest z piaskowców. Są względnie najodporniejsze i dlatego budują najwyższe pasma Karpat, takie jak Beskid Wysoki¹, Sądecki czy Wyspowy. Bardziej na północ płaszczowinę Przedmagurską, ale odsłania się tylko fragmentarycznie na wschodzie. Dalej płaszczowina Śląska z Beskidem Śląskim. Im bardziej na północ tym młodsza płaszczowina, gdyż ruch horyzontalny szedł z południa na północ i płaszczowiny przewalały się przez siebie. Dalej mamy podśląską i najmłodszą skolską, która idzie dalej na Ukrainę i mamy tam słynne złoża gazu i ropy naftowej. Tak wygląda styl tektoniczny polskich Karpat.

Neogen

Neogen składa się z miocenu i pliocenu.

Miocen

W miocenie (23-5 Ma: akwitan, burdygał, lang, serrawal, torton, messyn) ocean, który szumiał na poprzednich obrazkach i był całkiem spory, zamienił się w zanikający zbiornik morski. Przedtem nazywał się Tetydą, a teraz jako że nie zasługuje już na miano oceanu, nazywamy go Paratetydą. Wał metakarpacki w dalszym ciągu istnieje. Nawet zwiększył swój zasięg na północną Lubelszczyznę. Oblewa go od północy epikontynentalne morze. Jeszcze w starszym miocenie mamy ingresje morskie na obszarze niżu polskiego. W obrębie wału metakarpackiego, do którego należą Roztocze, góry Świętokrzyskie, wyżyna krakowsko-częstochowska, wyżyna Śląska, a także Sudety, mamy intensywną działalność tektoniczną. Jako że mamy tu podłoże wapienne intensywnie działa także denudacja krasowa.

Na wyżynie Śląskiej najsłynniejsza górą jest góra Świętej Anny. Popatrzymy na przekrój tej góry. W podłożu. skały osadowe morskie. Trias wapienia muszlowego, potem kreda. Powstało tektoniczne pęknięcie, w które intrudowała magma. Magma ta zastygając dała bazalt, a pomiędzy bazaltami mamy przeławicenia tufów i brekcji wulkanicznych², czyli osadów wulkanicznych, czyli tych które opadały z powietrza w efekcie gwałtownego wybuchu wulkanu. Następny etap to powstanie kaldery czyli obniżenia o stromych brzegach w centralnej partii wulkanu. Kaldera powstała z zapadnięcia się komina wulkanicznego. Cały system uskoków, które spowodowały pogrzęźnięcie osadów kredowych i bazaltowych w części wapiennej. Potem denudacja doprowadzająca do poziomych stref występowania bazaltów, gdzieniegdzie osadów piroklastycznych - tufów i brekcji. I potem uskoków kontaktujących ze sobą osady kredowe i triasowe w obrzeżeniu tej struktury wulkanicznej (ryc. 2b)

Popatrzmy na zdjęcie satelitarne Sudetów i Przedgórza. Tutaj mamy Nizinę Śląską przechodzącą w przedgórze Sudetów. Nagle jadąc od strony Wrocławia, na przestrzeni 5 km wjeżdżamy w krajobraz ewidentnie górski. Dlatego, że właśnie wówczas w miocenie ruchy tektoniczne działające na stary górotwór fałdowy Sudetów, spowodowały intensywną tektonikę nieciągłą, blokową, uskokową i powstała największa nieciągła struktura uskokowa w Polsce, doskonale widoczna nawet z kosmosu czyli Sudecki Uskok Brzeżny. Ciągnie się dobre 150 km na z NW na SE. Wartość zrzutu na skrzydle północno wschodnim dochodzi do 300 m. Na przedgórzu intensywny wulkanizm, który doprowadził do powstania izolowanych wzgórz bazaltów.

Późny miocen – tutaj mamy na niebiesko właśnie te ostatnie resztki oceanu Tetydy, która w końcowym swym okresie wypełniała obszar nazywany dziś zapadliskiem przedkarpackim.

Tak wyglądały północne brzegi Paratetydy. Na północ góry Świętokrzyskie, czyli było to morze oblewające od południowego wschodu obrzeżenie gór Świętokrzyskich, rzeźba była zatem intensywna, żywa, czyli przypominało to wybrzeże Dalmacji, Adriatyku i klimat był porównywalny też jak w Chorwacji.

Płytkie zamierające morze, a zatem litoralne osady, piaski wapniste czy wręcz zlepieńcowate, które de facto były redeponowanymi mezozoicznymi skałami przerabianymi przez morze i składanymi w formie charakterystycznych długich cienkich ławic odpowiadających facji litoralnej.

Generalnie rzec biorąc środowisko sedymentacji przypominało dzisiejsze wsypy Bahama. Te jasnoniebieskie łuki to wielkie formy akumulacji przybrzeżnej związane genetycznie z ruchem wody - falowymi prądami przybrzeżnymi, nazywane odsypami litoralnymi. One dały źródło tym węglanowo terygenicznym osadom mioceńskim niecki nidziańskiej.

W innych miejscach, gdzie dochodziły wielkie rzeki z północnego zachodu tworzyły się osady deltowe, grubowarstwowe piaskowce z charakterystycznym warstwowaniem ciągle przyrastającym, progradującym, dającym charakterystyczne wielkoskalowe warstwowania przekątne.

Otóż była jedna taka wielka rzeka płynąca od gór Świętokrzyskich dzisiejszą doliną Nidy. Ona spowodowała przy brzegach Paratetydy wielką deltę – to jest formacja grabowiecka Ma miąższość kilkuset metrów. Tę formację można podzielić na dwie równowiekowe serie które różnią się zdecydowanie litologią. Na północy zlepieńce i piaskowce – osady różnej części delty – wielkość ziarna względnie duża. Następnie obocznie w kierunku południowym przechodziły w osady prodelty czyli przedpola delty i to już były drobnoziarniste osady zdominowane frakcjami pyłowymi.

Poza ujściem tej rzeki sedymentowały osady morskie, które dają bardzo ładnie wykształcony cykl osadowy. W dole zlepieniec można powiedzieć podstawowy. Wyżej margle i wapienie. Te wapienie to charakterystyczne wapienie organogeniczne, które są nagromadzeniem glonu litothamnium. Właśnie te wapienie i margle odpowiadają pikowi maksymalnego transgresji morza mioceńskiego. Wyżej mamy już iły - drobnoziarnisty osad wysychającego coraz płytszego morza, do którego rzeki dostarczały bardzo drobnoziarnistej zwietrzeliny i to wszystko kończy osad ewaporatowy- gipsy. Było ciepło, wręcz gorąco. Tak jak dzisiaj mamy nad morzem śródziemnym. Czyli w obrębie Niecki Nidziańskiej mamy doskonale zachowany cykl sedymentacyjny.

Te lithotamnium to tworzy kolonie, które porównywać można z dzisiejszymi rafami. To glon morski. Wapień lithothamniowy to grudkowata skała całkowicie zbudowana z organizmów skałotwórczych.

Fot. Kolonia Lithothamnium

Fot. Grudkowata skała ze szkieletów Lithothamnium

Co się działo na kontakcie między świeżo wypiętrzonymi Karpatami fliszowymi, a obniżeniem, które od północy ograniczało Wał Metakarpacki? Mieliśmy tutaj subsydiujący basen Paratetydy. Z tym że subsydencja nie była jednolita. Ona posiadała dwa podbaseny o różnej subsydencji. Etap pierwszy (starszego i środkowego miocenu) największa była w basenie południowym tak zwanym wewnętrznym. W etapie drugim w środkowym miocenie zamarła i przesunęła się w kierunku północnym. Tu, gdzie zamarła to morze szybko wysychało i tworzyły się najbardziej znane pokłady ewaporatów paratetydy w tym pokłady soli – Bochnia i Wieliczka. One tworzyły się gdy finalnie wysychał, tam były wręcz niewielkie ruchy wypiętrzające. a subsydencja przeniosła się na północ. Dopiero gdy zamarł powstały tak zwane iły krakowieckie.

Teraz powiemy o sedymentacji w miocenie na obszarze niżu polskiego i wielkopolski.

Przeważa kolor żółty czyli kontynentalne osady rzeczne. Jeżeli przejrzymy skał litologiczny tych formacji kontynentalnych to symbolem W zaznaczymy te w których piaski przeławicone są węglem brunatnym Widać że w prawie każdej formacji mamy węgiel co jest charakterystyczne dla miocenu i częściowo pliocenu na terenie Polsk centralnej. Kiedyś to wszystko było zwane formacją burowęglową. Dziś została podzielona na drobniejsze jednostki litostratygraficzne – czyli takie w których przynależność stratygraficzna oparta jest na cechach litologicznych. Ona jest stosowana tam gdzie nie mamy skamieniałości przewodnich, narzędzia biostratygraficznego. Tak się najczęściej dzieje w osadach kontynentalnych.

Węgiel brunatny jest tam gdzie mamy te czarne plamy na mapie Polski. Jak widać nagromadzenie złóż węgla brunatnego to jest Polska centralna i Polska zachodnia.

Teraz będzie przegląd poszczególnych złóż węgla brunatnego. Zaczynamy od południowo zachodniego rogu Polski. Jesteśmy na zapleczu Sudetów w niecce żytawskiej, w okolicach Turoszowa. To jest wielka niecka śródgórska czyli zapadlisko śródgórskie. Do tej pory spotkaliśmy się z terminem zapadlisko przedkarpacki, bo było na przedpolu, a teraz mamy w obrębie. Czyli struktura negatywna, subsydująca, pogrążona . Oczywiście powstała w wyniku istnienia licznych uskoków ograniczających, gdzie intensywna subsydencja była zarówno przez utworzeniem osadów wypełniających, gdyż inaczej by się nie utworzyły w tak dużej miąższości, ale również po utworzeniu osadów działała wciąż tektonika bo te horyzonty węgla brunatnego są wyraźnie wygięte ku dołowi. Czyli było to obniżenie, gdzie płynęły liczne rzeki i strumienie. One akumulowały piaski i żwiry. a okresowo gdy subsydencja trochę zamierała doliny rzeczne stawały się podtopionymi bagniskami i torfowiskami, w których osadzały się kolejne pokłady węgla brunatnego (ryc. 35, Starkel).

To były mniej więcej takie lasy jakie dziś możemy obserwować także na terenie Polski, w podmokłych dolinach gdzie wolno płyną liczne strumienie. Dziś nazywamy je olsami. A jeszcze lepsza paralela, bo bardziej dostosowana do tamtego klimatu, to dolina wielkiej rzeki Missisipi, gdzie mamy cieplejszy i jeszcze bardziej wilgotny klimat niż nasz. To właśnie w takich lasach, na takich bagnach powstawały pokłady węgla brunatnego.

One najczęściej nie tworzą jednolitego bardzo grubego pokładu, ale przeławicone są warstwami piasku a niekiedy nawet warstwami osadów piroklastycznych czyli tufów i tufitów. Tuf to skała sedymentowana na powierzchni suchej terenu. Tufit to ten sam pył sedymentowany w wodzie stojącej. Pamiętamy o tym że cały neogen to intensywna tektonika połączona z intensywnym wulkanizmem na przedpolu Sudetów i one są dobrym narzędziem litostratygraficznym gdyż na podstawie miąższości i ilości warstw tufitów możemy przyporządkowywać sobie wiekowo kolejne pokłady piasków i węgli występujących w sąsiadujących ze sobą nieckach, zagłębiach.

Teraz jesteśmy w Rogoźnie koło Łodzi. Dwa uskoki po bokach oddzielające od mezozoicznych skał (wapieni jurajskie albo margli kredowych). Pośrodku strefa intensywnej subsydencji. Co charakterystyczne pod spodem mamy permską sól. Jesteśmy w strefie wysadu solnego, który początkowo intrudował od dołu ku górze, a potem strefa ta ulegała niewielkiej, ale stałej subsydencji o tempie równym tempu przyrostowi osadów rzecznych organicznych i dzięki temu mogły powstać względnie miąższe pokłady węgla. Po osadzeniu miocenu wszystko jeszcze uległo tektonice uskokowej, ale tu głównym powodem niecki był wysad solny istniejący pod złożem

Na zdjęciu widać wyraźną linię uskoku która wyraźnie tnie, zrzuca kontakty między piaskami i węglami To wyraźny dowód na to, że w rowach tektonicznych gdzie powstawały substancje fitogeniczne mieliśmy do czynienia w dalszym ciągu z aktywnością tektoniki blokowej, gdyż innej w zagłębiach węglowych nie ma.

Teraz przenosimy się do złoża największego - Bełchatów. Od południa mamy pojedynczy wyraźny uskok o bardzo dużym zrzucie. Od północy mamy nie jeden, ale kilka uskoków równoległych i równoczasowych osadów o mniejszym zrzucie. Maksymalna miąższość pokładu jest na południu. Osiąga nawet 100 m, co jest rekordem w skali kraju. Widać że w części północnej złoże się wyklinowuje, gdyż mamy od czynienia tutaj z półrowem tektonicznym (na ryc. 3 dla porównania przedstawiono rów). W strukturze półrowu duży uskok jest tylko z jednej strony. Sytuacja otoczenia rowu jest taka jak we wszystkich niżowych – rów wykształcony w wapiennych skałach mezozoicznych.

Jesteśmy pod Poznaniem. Na dobrą sprawę WNGiG UAM stoi na granicy tej struktury tektonicznej. To się zwie rów Naramowicki. On powstał już eocenie i trwał do miocenu. rów należy do długiej struktury, którą nazywamy rowem tektonicznym Poznań – Oleśnica. Wypełniony osadami piaszczystymi i węglem brunatnym . Złoże całkiem duże ale nieeksploatowane, gdyż bardzo grube jest przykrycie osadami młodszymi, głównie czwartorzędowymi. Po drugie z powodu lokalizacji: miejskiej aglomeracji i obszarów będących pod ochroną.

Eksploatowane są w Wielkopolsce liczne złoża które są wypełnieniami mioceńskimi rowów tektonicznych w okolicach Konina i Turku. Sytuacja wygala tak że mamy podłoże margli kredowych i duża struktura negatywna - oś kopalnej doliny. Tutaj (koło Turka) nie ma uskoków ograniczających miejsce, w którym sedymentowany był węgiel brunatny. Istnieją hipotezy, że o ile większość złóż to typowe rowy czy półkowy, to niektóre złoża wschodniej Wielkopolski, te w okolicach Turku są być może dolinami rzecznymi, które nie mają założeń tektonicznych. Widać z wierceń, że mamy rozległe horyzontalne powierzchnie z osadami fitogenicznymi aluwialnymi, które są interpretowane jako kopalne terasy

Jeżeli popatrzymy na dolinę Dniestru na Ukrainie to jest ona głęboką wąską doliną o charakterze kanionu, która jest bardzo stara – powstał w miocenie. W miocenie, a dokładniej w Messynie klimat był gorący. W efekcie ruchów tektonicznych Morze Śródziemne, które było pozostałością Tetydy zostało odizolowane od Atlantyku i prawie że całe wyparowało. Zdarzenie to nazywamy kryzysem Messyńskim. W dnie Morza Śródziemnego mamy stąd miąższą serie ewaporatów prawie tysiąc metrów gipsów i soli. Jeżeli morze wyparowało to obniżył się drastycznie poziom wody. Poziom wody w Morzu stanowił bazę erozyjną dla wielu rzek, w tym Dniestru. Obniżył się o kilkaset metrów, więc zaczęła działać erozja wgłębna. Te strome stoki jaru Dniestru nie mają zatem założeń tektonicznych. Jest to efekt bardzo szybkiej, gwałtownej erozji dennej Dniestru który nadążyć chciał do obniżającej się bazy erozyjnej.

Również i w naszych rzekach, szczególnie tych z Polski południowej takie procesy intensywnego wcinania się rzeki w podłoże istniały. Aczkolwiek związane były z całkowicie inną przyczyną. W przypadku Nysy Kłodzkiej też mieliśmy erozję denną, ale wynikała ona z tego, że Sudety poszły gwałtownie w górę. Wiemy już o uskoku brzeżnym, subsydencji oraz intensywnym wulkanizmie na przedpolu Sudetów. Wiemy, że we wnętrzu tworzyła się niecka żytawska z pokładami węgla brunatnego. Całe Sudety poszły gwałtownie do góry i przez to rzeka zaczęła intensywnie wcinać się, jak na tym przełomie koło mostu kolejowego w Bardzie. Co ciekawe jeżeli popatrzymy to rzeka meandruje. Jest to o tyle dziwna rzecz, że jeżeli poszło do góry, to rzeka powinna być wysokoenergetyczna. Tymczasem meandrująca jest nisko energetyczna. A tutaj istnienie meandrów wynika stąd, że są one odziedziczone po tej postaci koryta rzeki, które istniało jeszcze przed pójściem rzeki w górę. Są odziedziczone po dawnej rzece niskoenergetycznej. Takie przełomy gdzie rzeka wcinała się wraz z postępującym wypiętrzaniem pasma górskiego nazywamy przełomami antecedentnymi.

Takim przełomem jest też przełom Dunajca przez Pieniny. Rzeka płynie szybko, ale koryto ewidentnie meandruje. Są to meandry które istniały zanim istniał pieniński pał skałkowy. Czyli jest to znowu przełom antecedentny.

Tutaj mamy taki przykład. Mamy dolinę rzeczą która nagle przecina pasmo górskie, bo rzeka tu istniała wcześniej i dlatego nie popłynęła dookoła. Na dole mamy wyraźnie wygięte antyklinalnie warstwy skalne. Czyli stary przełom, przełom rzeki która istniała jeszcze przed istnieniem pasma.

Co się działo w Polsce południowej. Kiedyś szumiały tu wody paratetydy. Obecnie w miocenie mamy ląd i on pozostanie do końca. Na wchód od Krakowa mamy strukturę garbu Tenczyńskiego. Na północy wyżynę krakowska należąca do Jury krakowsko częstochowskiej. W podłoży mamy skały węglanowe jurajskie (białą jurę, o której było na pierwszym wykładzie o kuestach). Wszystkie rzeki spływały oczywiście od wyżyny krakowsko częstochowskiej w kierunku południowym.

To działo się do momentu gdy uruchomiła się blokowa tektonika rowu krzeszowickiego. Intensywna subsydencja doprowadzała do spadku dolin na powierzchni uskokowej. Spowodowało to przyspieszenie erozji wgłębnej. Dolina zatem ewidentnie się na górnym odcinku się pogłębiła.

W następnym etapie na południe od rowu zaczął się wypiętrzać masyw w postaci Garbu Tenczyńskiego. Część dolin w dalszym ciągu działała, gdyż erozja denna nadążała za tempem wypiętrzania. Tam gdzie tempo wypiętrzania było jednak większe niż wcinania, tam rzeki zostały zwrócone – koryta skręciły w kierunku gdzie łatwiej było im uchodzić czyli na wschód czy południowy wschód. Następny etap to coraz silniejsze wypiętrzanie garbu Tenczyńskiego. Doprowadziło to do tego, że prawie wszystkie rzeki, które kiedyś płynęły na południe skręciły na wschód tak jak płynie rzeka Rudawa. Dziś zostały na garbie suche doliny. Niektóre z nich zostały wykorzystane przez niewielkie strumienie. Wiemy, że są to strumienie stosunkowo młode, ponieważ ich niewielki rozmiar wskazuje, że nie mogły wyrzeźbić tak rozległych dolin. Narzędzie geomorfologiczne pozwala na zidentyfikowanie powstawania grabu tenczynskiego .Te suche doliny są dowodem na bardzo stare struktury dolinne z przed wypiętrzenia garbu.

Tak właśnie wyglądają te dolinki. Głęboki wąwóz, jar, kilkadziesiąt metrów erozji wgłębnej, a w środku prawie nic nie płynie (Wąwóz Mnikowski).

Mamy jeszcze jeden charakterystyczny element geomorfologiczny. Te doliny z wyżyny Krakowskiej na rów krzeszowicki. one kończą się bramami skalnymi (mapka)

Brama Bolechowska – bramy skalne bardzo charakterystyczny i urokliwy element strefy granicy rowu krzeszowickiego i wyżyny krakowskiej. Mamy tu ujścia głęboko wcinających sie dolin rzecznych. Widzimy linię uskoku który spowodował intensywną subsydencję rowu krzeszowickiego, wcinanie się rzeczki w masyw wapienny i odsłonięcie podłoża jurajskiego.

Ostatnia jednostka stratygraficzna w neogenie to pliocen. To okres gdzie mamy wyraźną zmianę klimatyczną. We wczesnym i środkowym pliocenie mamy jeszcze klimat gorący, taki jak mieliśmy w miocenie. I wtedy w tym gorącym wilgotnym klimacie, dominującym elementem zbiorowisk leśnych była iglasta sekwoja (sequoia sempervirens, sekwoja wiecznie zielona).

Pod koniec pliocenu temperatura się obniżyła i lasy sekwojowe zastąpione zostały przez zbiorowiska świerkowe (picea³ abies, świerk pospolity), charakterystyczne dla klimatu surowego, często górskiego. To się zaczęło od schyłku pliocenu. Dowód na ochłodzenie.

Paleogeografia wyglądała tak, że mieliśmy masywny wał metakarpacki wypiętrzony. W podłożu wapiennym intensywne procesy krasowej denudacji. Denudacja również, ale nie chemiczna tylko fizyczna, miała miejsce w świeżo wypiętrzonych Karpatach flizowych oraz wyniesionych wzdłuż uskoków ku górze Sudetach. Na niżu polskim rozległa nizina, która będzie miejscem akumulacji charakterystycznych osadów.

Jura Krakowsko–częstochowska – mamy ostańce wapienne które są pozostałościami po tym co działo się kiedyś na dnie jurajskiego jeszcze oksfordzkiego oceanu. Sytuacja wyglądała tam następująco (Ryc. 4). Na dnie mamy kopce opanowane przez kolonie gąbek. Sprzyjała im ruchliwa woda, która zawiera dużo tlenu, i jest nasłoneczniona, gąbki pochłaniają węglan wapnia, a ten mocno krystalizuje na szkieletach, struktura szybko przyrasta do góry. Wapienie te są grubouławicone, skaliste. Obocznie mamy wapienie cienko uławicone, powstałe z chemicznego strącania się mułu wapiennego – normalne pelitowe wapienie. Kiedyś uważano je za rafy. Dziś nie mówi się już o rafach, bo to były gąbki. One przechwytywały muł, dlatego nazywają się te kopce biogeniczne kopcami mułowymi. Końcowy efekt mamy taki, ze wapienie skaliste przechodzą w płytowe i występują tylko strefowo. Właśnie ostańce jurajskie, które powstały głównie w pliocenie są odpreparowanymi strukturami biohermalnymi, które powstały w erze mezozoicznej w jurze. Bo ten skalisty wapień odporny jest na wietrzenie (krasowe) a cienko uławicone wapienie płytowe uległy szybkiej denudacji. Ostańce utworzyły się zatem w wyniku różnej odporności różnych typów wapieni. To jest dowód na istnienie wielkiego kopca mułowego będący niby rafą w morzu oksfordzkim.

A wszystko to było głównie wietrzenie chemiczne, działające w ciepłym, wilgotnym klimacie plioceńskim. Pierwotnie to były mogoty (Chiny) były one ostrzejsze. Wewnątrz przeżarte pustkami krasowymi. Są dowodem na warunki klimatyczne jakie wówczas panowały i to był głownie pliocen.

Wielkopolska. Wchodzimy do pliocenu do formacji poznańskiej. Osady których stratotyp znajduje się w okolicach naszego miasta. Jest to potężna seria kilkudziesięciometrowej miąższości zdominowana przez iły, które powszechnie występują na Wielkopolsce. Generalnie rzez biorąc formacja dzieli się na trzy części, jeżeli mamy klasycznie wykształcony profil formacji poznańskiej, a takie można znaleźć we wschodniej Wielkopolsce. W dole mamy iły szare – ciemna barwa spowodowana jest substancją humusową, organiczną. A więc jakby mamy jeszcze echo tej intensywnej wegetacji która dała w formację buro węglową. Substancja organiczna redepenowna byłą dalej do zborników stojącej wody na Niżu Polskim. Wyżej mamy iły niebieskie o niebieskawej barwie. Na samej górze mamy iły o różnych intensywnych barwach, dominuje czerwona, pomiędzy smugi żółte. Innymi słowy jest pstry. Nazywany go też iłem płomienistym. W tym wypadku barwa osadu jest podstawą litostratygraficznego podziału formacji poznańskiej na trzy podogniwa. Kiedyś iły poznańskie traktowane były jako wyłącznie osad pliocenu co wydawało by się logiczne, że jak skończył się miocen, to dopiero skończyła się sedymentacja piaszczysto organiczna. Teraz dokładniejsze badania biostratygraficzne pyłków na podstawie zarodników roślin. przesunęły spąg formacji poznańskiej w dół, do górnego, a według niektórych badaczy, nawet do środkowego miocenu. Wiek spągu formacji jest nieprecyzyjny, bo mamy niedokładną analizę biostratygraficzną. Analiza pyłków nie jest tak dokładna jak amonitów w górnej jurze czy numulitów w eocenie.

Paleogeografia wyglądała w ten sposób, że mamy wypiętrzone Karpaty, góry Świętokrzyskie, wyżynę Lubelską i Sudety. Czyli góry i strefa wału meta karpackiego wypiętrzona. Również i okolica Szczecina na Pomorzu północno-zachodnim mamy wypiętrzony obszar – reminesencję tektonicznego wypiętrzenia obszaru związaną z wałem środkowopolskim oraz kolejny, niewielki wypiętrzony obszar na pojezierzu suwalskim czy białostocczyźnie. W środku drobnoziarniste skały formacji poznańskiej. Obszar od Wrocławia po Gdańsk, przez Toruń, Poznań, Warszawę, po granicę z Białorusią Z czasem basen centralny stracił łączność bo zaczął się wypiętrzać wał środkowopolski. Zachodni basen to wrocławsko poznański inaczej śląsko wielkopolski, a wschodni to warszawski czyli mazursko/warmińsko mazowiecki. W jednym i drugim sedymentują osady ilaste.

Tak wyglądają iły pstre. Jeśli w obrębie miasta prowadzi się głębokie wykopy, to często można zobaczyć jak ten osad wygląda. Charakterystyczne czerwonawe barwy.

Do tej pory geolodzy interpretowali, że iły poznańskie są zapisem rozległego jeziora ze środkowej i północnej polski, które przechodziło na obszar wschodnich Niemiec. Badania sedymentologiczne i geologiczne doprowadziły do zmiany hipotezy. Obecnie twierdzi się, że jest to środowisko jakie do dziś można spotkać na niektórych pustyniach, gdzie wielki rzeki tracą swoją wodę bo mamy intensywne parowanie, ciepły klimat. Woda odparowuje, wiec tworzą się niskoenergetyczne ilaste, ilasto mułowe stożki.

Właśnie takie zewnętrzne, skrajne partie wielkich stożków napływowych zasilanych przez rzeki, które schodziły z wału i z Sudetów na północ i do Wielkopolski zdeponowały te osady. Takie wielkie stożki nazywamy megastożkami. Są to mega stożki strefy półsuchej , półpustynnej. Na obrzeżach stożków są wysychające okresowo zbiorniki typu Playa. W stojącej wodzi gromadziła się najdrobniejsza substancja. Frakcje pyłowe i iłowe były materiałem na formację poznańską.

Co wtedy działo się bardziej na południu, tam gdzie początek miały te wielki rzeki? Mamy w dalszym ciągu Uskok brzeżny sudecki z ostatnią aktywnością w miocenie, a zatem stosunkowo młody. Nie dziwią zatem gwałtowne spadki terenu, intensywne wietrzenie i bo klimat jeszcze ciągle ciepły. Od linii sudeckiego uskoku brzeżnego mamy osady stożków napływowych grubo klastycznych, bo tu woda płynęła bardzo szybko. Stratotypy tych żwirów znajdują się w dwóch miejscowościach: Gozdnicy na granicy Polsko – Niemieckiej, gdzie po raz pierwszy opisano litotyp czy stratotyp tych żwirów, oraz Sośnicowicach, dziś dzielnicy Gliwic chyba. Są to zatem różne osady tego samego wieku i środowiska: wysokoenergetycznych przedgórskich stożków napływowych. W Gozdnicy żwiry nazwano formacją Gozdnicy, a tam na wschodzie żwirami Sośnicowickimi. To jest równowiekowe z iłami formacji poznańskiej, które były150 km na północ.

Formacja z Gozdnicy – żwiry słabo wysortowane, struktury masywne grube ziarno petrograficznie bardzo dojrzały osad w 90 paru procentach złożony z kwarcu , najbardziej odpornej na wietrzenie skały sudeckiej. To jest zapis sedymentacji stożkowej na przedpolu uskoku sudeckiego brzeżnego.

Przenosimy się na przedgórze Karpat, tam gdzie była kiedyś Pratetyda. W pliocenie rzeki, które istnieją w dalszym ciągu Dunajec, Wisłoka, Wisłoik, Skawa, Raba akumulowały również gruboziarniste stożki napływowe na przedpolu. Od niewielkiej wsi nad Wisłą o nazwie Witów nazywa się te formację formacją Witowska. To też są żwiry wysokoenergetyczne, ale tu mamy żwiry z najbardziej odpornego materiału, który jest w Karpatach czyli nielicznych okruchów granitów z trzonu krystalicznego Tatr, ale częściej piaskowce głównie magurskie czyli z płaszczowiny Magurskiej czyli najbardziej zwięzłe grubouławicone i odporne na transport i erozję.

Istniały różne baseny sedymentacyjne w pliocenie. Środkowowielkopolski to ten, do którego sedymentowały osady rzek sudeckich. Rzeki stamtąd odchodziły z kolei na zachód do obniżenia w Niemczech i dalej do morza Północnego. Żwiry i stożki napływowe utworzone na przedpolu Karpat były transportowane i osadzane przez wody rzek Karpackich, które zablokowane przez rygiel Krakowski i dalej wał meta karpacki, gdzie nie istniał jeszcze przełom środkowej Wisły, spływały nie na północ tylko na wschód. Były rzekami zlewni Dniestru, a zatem Morza Czarnego i Śródziemnego. Sieć obecna jest związana z procesami poneogeńskimi czyli czwartorzędowymi.

Teraz powiemy kilka wstępnych rzeczy na temat czwartorzędu, czyli okresu w którym żyjemy obecnie. W niektórych krajach nazwa czwartorzęd jest zastąpiona przez nazwę antropogen tak jak w Rosji. Przypatrzmy się szkicowi litostratygraficznemu ziem polskich. Osadów czwartorzędowych nie ma tylko w nielicznych obszarach Tatr i Sudetach. Cała reszta Polski to mozaika osadów o różnej litologii i genezie czyli czwartorzęd a głównie plejstocen czyli epoka lodowa. My w koło mamy w promieniu 200 km zwartą pokrywę osadów czwartorzędowych o miąższości średnio do 50 do 100 m w całym kraju.

Skąd wziął się w ogóle taki podział i nazwa czwartorzęd. Z głazów eratycznych. Errare to po łacinie błądzić. W różnych nietypowych dziwnych sytuacjach geologicznych dajmy na to na szczytach wzgórz znajdywano duże fragmenty skał, które miały petrografię odmienną od podłoża. Słuszny był wniosek ówczesnych geologów, że cos musiało przynieść te głazy. Wtedy nie wiadomo było co je przyniosło. Najprostszą hipotezą byłą taka, że jeżeli był potop to na pewno w gałęziach czy korzeniach drzewa zaplątały się głazy. Drzewo wody potopu przeniosły na dłuższy dystans, gdzie litologiczny skład eratyków był inny niż podłoża. Stąd nazwa czwartorzęd, a dokładniej plejstocen nie była kiedyś stosowana. Zamiast tego stosowano termin dyluwium czyli potop, zalew, natomiast holocen zwano aluwium, gdyż holoceńskie osady także w praktyce polskiej to najczęściej osady rzeczne Dziś mamy plejstocen i holocen, które razem tworzą czwartorzęd.

Dziś jeszcze powiemy o systemie podziału jednostek stratygraficznych w plejstocenie. To jest okres gwałtownych szybkich krótkotrwałych zmian klimatycznych – sto tysięcy lat to w geologii krótko. Dlatego stratygrafia czwartorzędu jest oparta na zmianie klimatu, wcześniej poznaliśmy biostratygrafię, chronostratygrafię - datowania bezwzględne i litostratygrafię. Podział czwartorzędu oparty jest na klimatostratygrafiii – gwałtownych zmianach klimatycznych które zmieniały równie gwałtownie środowiska sedymentacyjne. Dlatego czwartorzęd dzieli się na okresy zimne – glacjały i rozdzielające je okresy ciepłe – interglacjały. W stratygrafii polskiego czwartorzędu mamy generalnie zimny okres plejstocenu i ciepły okres holocenu, de facto interglacjał. W plejstocenie mamy co najmniej 7 glacjałów. Na ziemie polskie docierały wielkie masy lodu, które zwiemy z lądolodami. Każdy glacjał składał się z okresów, kiedy zasięg lądolodu malał albo rósł. Glacjały dzielimy na stadiały i interstadiały – niewielkie ocieplenie rozdzielające okresy zimna W stadiale mieliśmy jeszcze drobniejsze jednostki klimatostratygraficzne. Tą jednostką jest faza czyli nasunięcie się lądolodu. Mówi się faza poznańska, leszczyńska. Między fazami mamy interfazy. Na tym się kończy klimatostratygrafia. W stratygrafii Polskiej przyjęto że glacjały nazywamy nazwami rzek: Wisły, Warty, Sanu itd.. Interglacjały już tak prosto nie jest, bo każdy ma swoją niekiedy dziwną nazwę wynikającą z historii rozwoju stratygrafii czwartorzędu. O przyczynach zlodowaceń za tydzień.

---

1. Beskid Żywiecki↩

2. lita ostrokrawędzista skała piroklastyczna o okruchach większych niż 64 mm↩

3. na egzaminie będą wymagane tylko nazwy rodzajowe↩