DSC04276

7isncinic wyżej położono /.wiry mieszane na Pogórzu Cieszyńskim na—

‘żałoby wiązać zo ztodowaconiem połudnłowopolskim (M. Książkiewicz, i935)i o nie zo ś rod k o w o po] sk im (E. Stupnicka, 1963),

Pozostaje jednak dyskusyjna sprawa zasięgu lądolodu w stadiale ma-icsymalnym (stadiul odry) w Kotlinie Oświęcimskiej. Choć W. Nechay (1939) i C. Karaś z L. Starklem (1958) przyjmowali jednokrotne jej zlodowacenie, badacze czescy wykazali dwukrotne zlodowacenie rejonu Ostrawy, gdzie flora interglacjalna w Suchej Stonavie leży pod moreną (V. Kneblova-Vodićkova, 1959; J. Macoun i in., 1965). Obniżenie Bramy Bykowskiej, biegnące od doliny Olzy do Wisły koło Strumienia, wskazuje na przepływ wód fluwioglacjalnych (K. Klimek, 1972). W kluczowym dla kotliny profilu w Wilamowicach odsłaniają się od góry (K. Konior, 1939; E. Stupnicka, 1963):

—    Less,

—    Gliny piaszczyste z eratykami, zaburzone glacitektonicznie (morena),

—    Żwiry i piaski fluwioglacjalne (z przemycia moreny),

— Iły szare z materiałem organicznym (interglacjał wg K. Koniora),

—    Żwiry karpackie z materiałem krystalicznym — eratycznym.

E. Stupnicka widzi w profilu dowody pobytu dwóch lądolodów, ale znalezienie osadów organicznych o spektrum typu interstadialnego (M. Sobolewska, 1969a, b) nie dostarczyło potwierdzenia, że seria pod-morenowa reprezentuje interglacjał mazowiecki. K. Klimek (1972) przypuszcza, że może to być dowód dwudzielności zlodowacenia południowo-polskiego, a nawet że profil z Wilamowic jest odpowiednikiem sekwencji osadów interstadiału z Jasionki koło Rzeszowa. Wilamowice zatem, podobnie jak Stanowice (M. Sobolewska, 1970), nie dostarczają dowodów na większy zasięg zlodowacenia środkowopolskiego niż moreny czołowe pod Mikołowem. Określenie zatem wieku serii kemowyeh (maksimum zlodowacenia czy okres recesji?) na Płaskowyżu Rybnickim (P. As-smann, 1933; K. Klimek, 1972) wymaga dalszych badań.

Inne facje osadów występują na przedpolu lądolodu w rejonie Sandomierza, gdzie w zbiorniku zastoiskowym były składane iły warwowe do wysokości 175 m n.p.m. (J. Samsonowicz, 1922; K. Straszewska, E. Mycielska, 1961a,b; W. Laskowska-Wysoczańska, 1971). Na obrzeżeniu były wsypywane do zbiornika stożki — delty rzek karpackich. Ich osady są to mułki piaszczyste z florą dryasową, miąższości 20—25 m, a więc znacznie przekraczającej miąższość osadów ze zlodowacenia pół-nocnopolskiego, znane z okolic Pustkowa w dolinie Wisłoki. Pokrywa deltowa tworzy rozległe równiny piaszczyste w stropie zwydmione, oddzielone tylko lokalnie (na podstawie analizy przeglądowej mapy geomorfologicznej) niewysokim załomem od młodszych pokryw. Dlatego przy podobnym typie litologicznym osadów trudno je oddzielić. Wyraźnie różni je dopiero wysokościowe położenie kontaktu spągowych żwirów z mułkami z florą dryasową, która w pokrywie ze zlodowacenia środkowopolskiego leży 10—12 m niżej (fig. 56). Dowodów na istnienie tarasu ze zlodowacenia środkowopolskiego w dolinie Sanu dostarczają też gleby typu interglacjalnego w spągowej części lessów w rejonie Jarosławia i Przemyśla (A. Malicki, 1967, 1972 i in.).

W dolinie Wisły i jej dopływów na piaskach fluwioglacjalnych lub na osadach rzek proniwalnych leżą osady rzeczne, oddzielone powierz-