Budowa geologiczna

Budowa geologiczna południowej części Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, ze względu na urok i dogodne położenie makroregionu, od dawna była tematem badań geologicz-nych. Najstarszym zdjęciem geologicznym omawianego rejonu było opracowanie Zaręcznego (1894). Do ważniejszych, historycznych opracowań z zakresu geologii tego obszaru należą prace: Panowa (1934), Dżułyńskiego (1952, 1953), Małeckiego (1952, 1959), Siedleckiego (1954), Walczaka (1956), Bukowego (1956, 1960), Dżułyńskiego i in. (1966), Siewniaka (1967) oraz Gradzińskiego (1972).

Południowa część Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej położona jest u zbiegu kilku re-gionalnych, geologicznych jednostek strukturalnych (Ryc. 3.3). Zasadniczą część obszaru zaj-muje monoklina śląsko-krakowska (in. krakowsko-wieluńska; Bukowy 1974; Stupnicka 2007), która stanowi element pokrywy środkowoeuropejskiej platformy paleozoicznej. Wschodnia część wyżyny sąsiaduje z niecką miechowską synklinorium szczecińsko-miechowskiego.

Granicę położoną pomiędzy dolinami Prądnika i Dłubni wyznacza zasięg zwartej pokrywy utworów kredy. Południowa część wyżyny, położona w obrębie Rowu Krzeszowickiego, jest częścią zapadliska przedkarpackiego, zaś zachodnia graniczy z niecką górnośląską.

Ryc. 3.3. Położenie OPN na tle regionalnych jednostek strukturalnych według Bukowego (1974), uproszczone: 1  – karbon; 2  – osady permskie w rowie Sławkowa; 3  – trias; 4  – jura; 5  – kreda;

6  – wybrane dyslokacje; 7  – granica niecki górnośląskiej

Monoklina śląsko-krakowska stanowi przedłużenie ku północnemu wschodowi mono-kliny przedsudeckiej. Jest zbudowana głównie z utworów triasu i jury oraz fragmentarycznie zachowanych osadów kredy. Kompleksy skał są rozdzielane przerwami sedymentacyjnymi i niezgodnościami kątowymi. Szerokość wychodni utworów mezozoicznych zmniejsza się

z północy na południe. Skały zapadają najczęściej pod nieznacznym kątem (rzędu kilku stopni) w kierunku północno-wschodnim. Wraz z lokalnie występującymi utworami permu wymienione serie skalne tworzą permomezozoiczny kompleks strukturalny (Bukowy 1974).

W podłożu utworów monokliny występują utwory paleozoiczne tzw. strefy krakowskiej, nale-żące do dwóch pięter strukturalnych: assyntyjskiego i hercyńskiego (Ryc. 3.4; Stupnicka 2007).

Ryc. 3.4. Budowa geologiczna paleozoiku strefy krakowskiej według Piekarskiego (1983), uproszczona: 1  – dolny paleozoik; 2  – dolny dewon; 3  – środkowy i górny dewon; 4  – dolny karbon

i namur; 5  – intruzje magmowe; 6  – dyslokacje; 7  – granice strefy krakowskiej

W przeddewońskim podłożu monokliny śląsko-krakowskiej występują dwie duże jed-nostki strukturalne różniące się głównie budową prekambryjskiego podłoża (Kowalski 1983;

Buła 1994; Harańczyk 1994). Są nimi występujący w południowo-zachodniej części strefy krakowskiej blok górnośląski (in. kra cieszyńska) (Bukowy 1964, 1972, 1982, 1984; Kotas 1972, 1982; Buła & Jachowicz 1996; Buła i in. 1997) i położony w północno-wschodniej części blok małopolski (in. krakowidy) (Harańczyk 1982, 1994; Buła & Habryn 2011). Blok górnośląski stanowi północno-wschodnią część większej jednostki tektonicznej nazywanej terranem Brunovistulii (in. Brunovistulicum; Dudek 1980; Buła 1994, 2000; Finger i in. 1999, 2000; Buła & Żaba 2008; Żelaźniewicz i in. 2009). Od północnego wschodu wąską, około 500-metrowej szerokości strefą uskokową Kraków-Lubliniec (Żaba 1994, 1999; Buła i in.

1997; Żelaźniewicz i in. 2011) blok górnośląski sąsiaduje z blokiem małopolskim (Pożaryski

& Tomczyk 1968; Kowalczewski 1990). Stanowi go fragment skorupy złożonej z prekam-bryjskiego podłoża i utworów fanerozoicznych pokryw. Utwory kambru o miąższościach dochodzących do 1000 m są wykształcone w postaci zdeformowanych tektonicznie w fazie sandomierskiej, częściowo zerodowanych i w różnym stopniu zmetamorfizowanych, siliko-klastycznych osadów typu flisz (Harańczyk 1982; Kowalski 1983; Buła 2000). Przykrywają je

węglanowe osady należące do późnego ordowiku i wczesnego syluru (Ekiert 1971; Bukowy 1984; Nehring-Lefeld i in. 1992; Jachowicz 1994, 2005). Wśród osadów występują wapienie, dolomity i margle, które często są przeławicane utworami silikoklastycznymi, niekiedy typu turbidyty (Harańczyk 1994). W utworach górnego syluru występują także łupki graptolitowe z przewarstwieniami piaskowców arkozowych, wśród których Bukowy (1978) wyróżnił warstwy z Lublińca (ciemne łupki ilaste i mułowcowe z przewarstwieniami tufitów, iłowców węglistych, wapieni oraz wkładkami syderytów i radiolarytów) oraz warstwy z Mrzygłodu (ciemnoszare i zielonoszare łupki ilaste, z przewarstwieniami piaskowców oraz wkładkami diabazów i tufów). Warstwom z Mrzygłodu stratygraficznie odpowiadają łupki znane z okolic Bębła i Jerzmanowic. Skały te ku górze przechodzą w kompleks szarogłazowy (szarogłazy z Zawiercia i Poręby). Wśród utworów młodszych od wczesnego ludlowu występują wyłącznie skały detrytyczne. W rejonie objętym opracowaniem utwory sylurskie zostały nawiercone na głębokości kilkunastu metrów w rejonie Doliny Będkowskiej (Harańczyk 1978). Istnieją przypuszczenia, że na podobnej głębokości występują one także w podłożu doliny Prądnika (Płonczyński 2000b). W utwory starszego paleozoiku intrudowały granitoidy, porfiry, diabazy, lamprofiry i inne skały magmowe (Piekarski 1994). Wiek granitoidów został określony na 360–300 mln lat (Jarmułowicz-Szulc 1984). Utwory z okresu od kambru do syluru mają łączną miąższość rzędu kilku tysięcy metrów (Harańczyk 1982; Bukowy 1984). Starsze opracowania sugerowały występowanie na granicy syluru i dewonu aktywności tektonicznej związanej z fazą krakowską orogenezy kaledońskiej (Znosko 1965). Miały o tym świadczyć: istnienie niezgodności kątowej pomiędzy utworami syluru a utworami młodszymi oraz obecność w stropie utworów dolnonopaleozoicznych szarogłazów i zlepieńców. Młodsze opracowania (Kowalczewski 1990) zaliczyły jednak te utwory do wendu (obecnie ediakar), a opisywane przez Ekierta (1971) górnosylurskie, post- lub synorogeniczne utwory molasowe są obecnie uznawane za synsedymentacyjne olistostromy (Harańczyk 1978).

Ponad skałami dolnego paleozoiku występują osady dewonu i dolnego karbonu. Utwory te są dobrze rozpoznane otworami wiertniczymi i udokumentowane odsłonięciami na po-wierzchni terenu. Skały dewonu dolnego, o maksymalnej miąższości dochodzącej do 100 m (Bukowy & Jura 1982), są wykształcone w postaci piaskowców i iłowców o barwie różowej z fauną roślin z gromady psylofitów (Stupnicka 2007). Środkowodewońska transgresja mor-ska, która nastąpiła we wczesnym eifelu, spowodowała sedymentację w strefie krakowskiej utworów węglanowych. Należą do nich znane z odsłonięć w rejonie Dubia koło Krzeszowic dolomity ze Zbrzy (o miąższości około 250 m) i występujące ponad nimi wapienie dębnickie (650–1000 m, Gradziński 1972). Utwory te tworzyły się w płytkim zbiorniku, odciętym od otwartego morza (Siedlecki 1954; Narkiewicz 1978; Łaptaś 1982). Z końcem dewonu na obszarze krakowskim zaznaczyły się ruchy tektoniczne fazy bretońskiej. Odpowiadają one za miejscowy brak utworów dewonu górnego i osadów przejściowych pomiędzy dewonem a karbonem (Stupnicka 2007). Najmłodszymi utworami strefy krakowskiej są morskie, wę-glanowe osady dolnego karbonu oraz namuru A. W opisywanym obszarze cechują się one zmiennością facjalną. We wschodniej części strefy krakowskiej przeważa facja węglanowa (wapienia węglowego) wykształcona w postaci wapieni detrytycznych o łącznej miąższości dochodzącej do 1000 m (Siedlecki 1954). W okolicach Krzeszowic zastępują je utwory czar-nych łupków ilastych i mułowcowych z przewarstwieniami wapieni, piaskowców i tufitów

należące do tzw. facji kulmowej, o miąższości około 2000 m (Korojewo & Teller 1968).

Po sedymentacji osadów namuru A utwory strefy krakowskiej zostały zafałdowane w fazie sudeckiej orogenezy hercyńskiej. Styl deformacji tektonicznych odznacza się występowa-niem fałdów zmieniających kierunek osi z WNW-ESE (w południowej części obszaru) na równoleżnikowy (w części północnej; Ryc. 3.4; Bukowy 1978; Bukowy & Jura 1982;

Harańczyk 1982). Utwory starszego paleozoiku cechują się stromymi upadami (60–90°), są często spękane i skliważowane. Duże znaczenie w budowie geologicznej strefy krakowskiej mają zjawiska magmowe i hydrotermalne. Występują liczne intruzje porfirów, mikrogranitów, diabazów i lamprofirów. Przeważają formy silli, dajek, lakolitów i fakolitów. Diabazy zostały datowane radiometrycznie na 418 mln lat (górny sylur; Ryka 1974). Skały alkaliczno-wapnio-we są wieku permskiego. Najlepiej rozpoznane zostały intruzje okolic Zalasu, Niedźwiedziej Góry, Miękini, Regulic oraz Dębnika.

Model budowy geologicznej strefy krakowskiej nie jest jeszcze do końca wyjaśniony (Stupnicka 2007). Obok koncepcji zakładającej silne deformacje utworów starszego pale-ozoiku, a następnie sylurski magmatyzm i metamorfizm w orogenezie kaledońskiej (Ekiert 1971), oraz koncepcji zakładającej deformację tych utworów w orogenezie waryscyjskiej na skutek kolizji terranów górnośląskiego i małopolskiego (Bukowy 1984) pojawiła się także koncepcja tłumacząca zafałdowanie skał starszego paleozoiku jako deformacje powstałe w strefie przesuwczej dyslokacji Kraków  – Lubliniec (Buła 1994; Harańczyk 1994).

Na skutek ruchów tektonicznych fazy sudeckiej, przypadających na granicę wczesnego i późnego karbonu, strefa krakowska została podniesiona i doszło do regresji morza. W na-stępstwie reorientacji paleogeograficznej doszło do zmiany klimatu na gorący i wilgotny (Wojewoda & Mastalerz 1989). W nowych warunkach, głównie na zachodnich peryferiach omawianego obszaru, początkowo w warunkach przybrzeżno-morskich, a później w limnicz-nych, trwała depozycja piaskowców i łupków przeławicanych licznymi pokładami węgli.

Sedymentacja utworów formacji produktywnej trwała w namurze i westfalu. Jej miąższość w pełnym wykształceniu wynosi blisko 6000 m (Gradziński 1972). W wyniku działalności tektonicznej późnych faz orogenezy waryscyjskiej na granicy strefy krakowskiej z utworami Górnośląskiego Zagłębia Węglowego doszło do powstania rowu tektonicznego Sławkowa (Ryc. 3.3; Bukowy & Jura 1982; Żaba 1999). Rozległa struktura tektoniczna, rozciągająca się od Brodeł (na południowym wschodzie) w kierunku Tarnowskich Gór (na północnym zachodzie) i dalej, jest wypełniona głównie lądowymi osadami dolnopermskiej molasy. We wschodniej części rowu, na przedpolu zafałdowanego masywu, rozwijały się rozległe stożki napływowe typu fanglomeraty. Tworzyły je osady zlepieńców myślachowickich. W centralnej części rowu, w warunkach półsuchego klimatu strefy subtropikalnej (Wojewoda & Mastalerz 1989), w środowisku typu playa, sedymentowały piaskowce, mułowce z ewaporatami (Kę-dzierski i in. 2013). Wśród osadów rowu, na północny zachód od Krzeszowic, znane są także występienia tzw. martwicy karniowickiej (Ćwiżewicz & Szulc 1989; Szulc & Ćwiżewicz 1989; Kędzierski i in. 2013). Łączna miąższość osadów rowu zmienia się od około 200 m w części centralnej do około 500 m w części północnej. Na wysokości Krakowa grubość osadów wynosi około 400 m. Ruchom tektonicznym orogenezy waryscyjskiej towarzyszył rozwój magmatyznu, który skutkował powstaniem wspomnianych wulkanitów, subwulkanitów oraz pokryw piroklastycznych (Lewandowska & Rospondek 2009).

Urozmaiconą powierzchnię stropową kompleksu paleozoicznego (Bukowy & Jura 1982;

Bukowy 1984) przykrywają niezgodnie zalegające utwory monokliny śląsko-krakowskiej.

Po okresie intensywnych ruchów górotwórczych orogenezy hercyńskiej nastał długi okres spokoju tektonicznego. Na obszarze podkrakowskim trwał on nieprzerwanie przez cały me-zozoik i był rozdzielany wyłącznie okresowymi ruchami epejrogenicznymi powodującymi kilkukrotne ingresje morskie (Gradziński 1972).

Poza opisanymi utworami permu najstarszymi osadami permomezozoicznego piętra strukturalnego znanymi z obszaru podkrakowskiego są utwory triasu. Występują one poza obszarem objętym badaniami, na zachód od Krzeszowic. Profil tych osadów rozpoczynają lądowe, pstre, ilasto-piaszczyste utwory dolnego pstrego piaskowca o miąższości do kilku-dziesięciu metrów (Siedlecki 1952; Alexandrowicz 1957; Płonczyński & Łopusiński 1993).

Nad nimi występują ilasto-marglisto-piaszczyste osady dolnego retu. Są to pierwsze osady wkraczającego od zachodu morza. W późnym recie postępująca transgresja pozostawiła wapienie jamiste i dolomity z wkładkami margli i iłów. W warunkach płytkiego, epikonty-nentalnego morza, w dużej odległości od lądu trwała sedymentacja węglanowa. W dolnym wapieniu muszlowym utworzyły się wapienie i dolomity należące do czterech wydzieleń stratygraficznych: warstw gogolińskich, gorażdżańskich, terebratulowych i karchowickich (in. warstwy olkuskie, Siedlecki 1952; Śliwiński 1961; Gradziński 1972; Chudzikiewicz 1982;

Płonczyński & Łopusiński 1993). Stropowe partie osadów dolnego wapienia muszlowego są z reguły przekształcone w dolomity kruszconośne, zawierające rudy cynku i ołowiu (Ha-rańczyk 1988; Płonczyński & Łopusiński 1993). Osady środkowego wapienia muszlowego reprezentowane przez warstwy z Tarnowic to płytkowodne, margliste dolomity i dolomity diploporowe. W górnym wapieniu muszlowym tworzyły się osady gruboławicowych wapieni (zlepieńce z Wilkowic), wapienie margliste i dolomity (w stropie oolitowe, warstwy z Tarnowic wyższe) oraz szare, warstwowane margle z wkładkami dolomitów i piaskowców (warstwy boruszowickie). Najmłodszymi ogniwami triasu są lądowe pstre mułowce z gipsem oraz szare iłowce i mułowce kajpru oraz pstre iły, iłowce i piaskowce retyku (Grodzicka-Szymaszko &

Orłowska-Zwolińska 1972).

We wczesnej jurze obszar krakowski był nadal lądem. Z rejonu Doliny Będkowskiej znane są śródlądowe osady piaszczysto-żwirowe oraz ilaste tworzące warstwy połomskie (hetang) oraz piaski oraz glinki ogniotrwałe grójeckie (Płonczyński 2000b). Morze lokalnie wkroczyło na obszar podkrakowski prawdopodobnie w późnym batonie (oolit baliński), a w sposób wy-raźny  – w keloweju. Typowy profil transgresywny rozpoczynają piaski, piaskowce, miejscami zlepieńce kwarcowe barwy brunatnej (dawniej tzw. jura brunatna), ku górze są zastępowane przez piaskowce wapniste i wapienie piaszczyste z licznymi skamieniałościami. Utwory o łącznej miąższości od kilku do kilkunastu metrów reprezentują dolny kelowej. Do górnego keloweju zaliczana jest przykrywająca te utwory tzw. warstwa stromatolitowa (Wieczorek 1982) oraz silnie zredukowana, kilkudziesięciocentymetrowej miąższości warstwa margli (Giżejewska & Wieczorek 1977; Tarkowski 1989; Hoffmann & Gradziński 2003; Matyja 2006). Łączna miąższość utworów jury środkowej w rejonie Doliny Będkowskiej wynosi około 1 m, a w rejonie Cianowic 2,5 m (Płonczyński 2000b).

Spośród skał mezozoicznych występujących na obszarze Wyżyny Olkuskiej na po-wierzchni terenu najlepiej odsłonięte są utwory oksfordu (Ryc. 3.5). Ich profil rozpoczynają

znane wyłącznie z otworów wiertniczych margle (rejon Bębła) lub wapienie margliste (rejon Woli Kalinowskiej i Jerzmanowic) ze słabo zaznaczonymi budowlami gąbkowo-mikrobial-nymi, należące do oksfordu dolnego (Bukowy 1959; Siewniak 1967; Matyja & Tarkowski 1981; Tarkowski 2001). Ich miąższość, w rejonie objętym opracowaniem, wynosi około 40 m (Płonczyński 2000b).

Ryc. 3.5. Mapa litostratygraficzna OPN i jego okolic według Płonczyńskiego (2000a, 2001), zmieniona:

górna jura: 1  – wapienie skaliste i uławicone (nierozdzielone), 2  – wapienie skaliste, 3  – wapienie ławicowe z krzemieniami, 4  – wapienie margliste płytowe; górna kreda: 5  – piaski, 6  – zlepieńce, miejscami piaskowce wapniste i piaski, 7  – margle glaukonitowe, 8  – opoki z czertami, wapienie margliste i margle; paleogen: 9  – rumosze krzemienne i gliny zwietrzelinowe z krzemieniami, 10  – piaski miejscami ilaste; plejstocen: 11  – lessy; plejstocen / holocen: 12  – rumosze skalne; holocen: 13  – piaski, żwiry oraz mułki, gliny i piaski (mady) tarasów zalewowych, 14  – martwice wapienne, 15  – namuły den

dolinnych; 16  – uskoki (pewne); 17  – obszar OPN; 18  – ciek powierzchniowy

Wyższą, zasadniczą część profilu utworów jury górnej stanowi kompleks wapieni oksfor-du środkowego i górnego, występujący w trzech zazębiających się ze sobą facjach: płytowej, uławiconej (gruboławicowej) i skalistej (Dżułyński 1952; Kutek i in. 1977; Wierzbowski 1978;

Matyja & Tarkowski 1981; Hoffmann & Matyszkiewicz 1989; Koszarski 1995; Matyja &

Wierzbowski 1995, 2004; Matyszkiewicz, 1997a, b; Płonczyński 2000b; Matyszkiewicz i in.

2004a, b; 2007; Gradziński i in. 2008). Pierwsze z nich, charakterystyczne dla utworów oksfor-du środkowego, wykształcone są jako mikrytowe, jasnobeżowe i białoszarokremowe, cienko-płytowe (ławice do około 15 cm grubości) i margliste wapienie mikrytowe. Mają oddzielność płytkowo-kostkową. Są ubogie w makrofaunę (Dżułyński 1952; Hoffmann & Matyszkiewicz 1989; Matyszkiewicz, 1997a; Płonczyński 2000b; Ostrowski 2005; Matyszkiewicz i in. 2007, 2012). Dwie pozostałe facje są najbardziej rozpowszechnione w późnym oksfordzie. Wapienie skaliste to bardzo twarde, masywne lub gruzłowe, mikrytowe bądź drobnosparytowe wapienie barwy jasnobeżowej (na powierzchni świeżej) lub białej (na powierzchni zwietrzałej). Dają się w nich wyróżnić niewielkie, laminarne pustki skalne, tzw. stromatactis (Matyszkiewicz 1997b). Mikroskopowo to wapienie pelityczne lub organodetrytyczne. Występuje w nich uboga fauna gąbek krzemionkowych, ramienionogów, amonitów, mszywiołów, serpuli, otwornic i innych. Cechują się brakiem uławicenia i konkrecji krzemionkowych, a także dużą odpornością na denudację. Tworzyły one gąbkowo-mikrobialne budowle węglanowe nazywane biohermami (Matyja & Pisera 1991; Płonczyński 2000b; Krajewski & Matysz-kiewicz 2004; Ostrowski 2005; Gradziński i in. 2008). Wapienie uławicone to pelityczne i organodetrytyczne, jasnobeżowe lub szare, masywne wapienie najczęściej z licznymi kon-krecjami krzemionkowymi typu krzemienie i płaskury występującymi najczęściej w fugach międzyławicowych. Cechują się gruboławicowym wykształceniem (0,5–2,5 m). Występują w nich strefy silnie zsylifikowanych wapieni krzemionkowych. Cechą charakterystyczną facji jest występowanie licznej fauny, głównie ramienionogów, gąbek, amonitów i małży. Skały te otaczają i podścielają wapienie skaliste (Dżułyński 1952; Koszarski 1995; Matyszkiewicz 1997a; Ostrowski 2000; Płonczyński 2000b). Pionowa i pozioma zmienność facjalna utworów oksfordu była tematem licznych badań. Wśród najważniejszych czynników warunkujących jej występowanie należy wymienić: ruchy eustatyczne (Leinfelder 1993), przyrastanie szczy-tów budowli węglanowych do normalnej i sztormowej powierzchni falowania (Matyszkie-wicz & Krajewski 1996; Matyszkie(Matyszkie-wicz 1997a; Matyszkie(Matyszkie-wicz i in. 2001, 2006), zmiany w natlenieniu wody (Keupp i in. 1993; Leinfelder 1993), morfologię dna (Jędrys i in. 2004;

Matyszkiewicz 2004; Matyszkiewicz i in. 2006), lokalizację budowli na szelfie (Matyja &

Wierzbowski 1996), synsedymentacyjną tektonikę (Matyszkiewicz i in. 2006), ekologiczne współzależności pomiędzy grupami organizmów tworzących biohermy (Ostrowski 2005), zawartość w wodzie morskiej substancji organicznych (Matyszkiewicz i in. 2012) i energię środowiska sedymentacji (Matyszkiewicz i in. 2012).

W kimerydzie nastąpiło stopniowe spłycanie oceanu Tetyda. Na obszarze krakowskim zaznaczyło się ono sedymentacją margli wapnistych i ilastych z kryształami gipsu, nad którymi znajduje się powierzchnia erozyjna. Łączna miąższość utworów jury górnej w rejonie Do-liny Będkowskiej wynosi około 30 m i wzrasta w kierunku wschodnim do 215 m  w rejonie Cianowic (Płonczyński 2000b). Utwory jury (najczęściej z oksfordu) są rozcięte przez po-wierzchnię abrazyjną, na której występują liczne duże konkrecje krzemionkowe typu płaskura.

Nad utworami jury, w profilu litostratygraficznym omawianego obszaru istnieje długa luka stratygraficzna sięgająca po apt. Morze zaczęło ponownie wkraczać na obszar podkrakowski pod koniec wczesnej kredy (Marcinowski 1974). Transgresja miała charakter powolny i była

rozdzielana okresami regresji. Rutkowski (1965) wyróżnił w osadach górnej kredy trzy cykle sedymentacyjne rozpoczynające się od twardego dna (Jasionowski 1995; Olszewska-Nejbert 2004) i zaznaczające się w osadach węglanowych stopniowym wzrostem udziału kwarcu, glaukonitu i fosforytów. Najstarszymi znanymi osadami kredy są białe i zielonkawe piaski albu i / lub cenomanu (Bukowy 1956, 1960; Małecki 1959; Marcinowski 1974; Tarkowski

& Liszka 1984; Płonczyński 2000b) oraz zalegające bezpośrednio na powierzchni abrazyjnej cenomańskie zlepieńce kwarcowe. Nad nimi występuje 10-metrowej miąższości kompleks margli, wapieni inoceramowych i otwornicowych oraz gez turonu (Alexandrowicz 1954, 1956). Osady koniaku występują na omawianym obszarze lokalnie i w małych miąższościach (Walaszczyk 1992; Olszewska-Nejbert 2004; Olszewska-Nejbert & Świerczewska-Gładysz 2013). Lokalnie brak także marglistych utworów santonu (Machaniec & Zapałowicz-Bilan 2005; Kołodziej i in. 2010). Zasadniczą część odsłonięć utworów górnej kredy obszaru krakowskiego tworzą osady kampanu w postaci margli, opok i wapieni marglistych, z licz-nymi czertami (Alexandrowicz 1954; Gradziński 1961; Machaniec & Zapałowicz-Bilan 2005; Zapałowicz-Bilan i in. 2009; Stachacz i in. 2013). Podobny charakter mają osady późnego mastrychtu. Brak osadów późnego mastrychtu świadczy o wydźwignięciu obszaru krakowskiego i jego erozji. Osady kredy na omawianym obszarze występują szczątkowo, tylko lokalnie osiągając 25 m. Miąższość utworów kredy rośnie w kierunku wschodnim, osiągając swoje maksimum wynoszące 800–1000 m w niecce miechowskiej (Walaszczyk 1992; Jurkiewicz 1999; Stupnicka 2007). Liczne nieciągłości, luki stratygraficzne, obecność twardych den oraz niezgodności kątowych świadczą o zróżnicowanej historii geologicznej rejonu podkrakowskiego (Sujkowski 1926, 1931; Marcinowski 1974; Walaszczyk 1992;

Jasionowski 1995; Olszewska-Nejbert 2004; Kołodziej i in. 2010; Olszewska-Nejbert &

Świerczewska-Gładysz 2013).

Na przełomie kredy i paleogenu doszło do regresji morza, wynurzenia obszaru krakow-skiego i rozpoczęcia okresu intensywnej denudacji. W jej efekcie utwory jury i kredy zostały częściowo ścięte erozyjnie i utworzyły paleogeńską powierzchnię zrównania (Rutkowski 1989). Trwała też intensywna erozja rzeczna, która spowodowała względne obniżenie bazy erozyjnej nawet o 100 m (Płonczyński 2000b). W wyniku niepokoju tektonicznego fazy lara-mińskiej doszło do ostatecznego uformowania monokliny śląsko-krakowskiej oraz powstania sieci uskoków. Prawdopodobnie wśród osadów paleogenu należy wyróżnić dość rzadkie osady piasków i iłów powstałych z rozmywania osadów kredowych  – tzw. piaski formierskie. Są to grubo- i średnioziarniste, czerwonawe piaski z fragmentami jurajskich krzemieni, przeła-wicane żwirami kwarcowymi oraz zielonkawokremowe piaski z wkładkami zielonych iłów.

Wypełniają one leje i szczeliny krasowe (Alexandrowicz 1969; Krysowska-Iwaszkiewicz 1974; Gradziński 1977a, b, 2004; Płonczyński 2000b). W trakcie trwającej denudacji, na wychodniach górnojurajskich wapieni uławiconych i pomiędzy ostańcowymi wzgórzami tworzyły się paleogeńskie pokrywy zwietrzelinowe. Są one złożone głównie z całych bądź pokruszonych fragmentów buł krzemiennych oraz fragmentów górnojurajskich wapieni. Ru-mosze zwietrzelinowe współwystępują czasami z czerwonobrunatnymi, plastycznymi glinami zwietrzelinowymi (Pokorny 1963; Krysowska-Iwaszkiewicz 1974; Felisiak 1992). Stanowią one residuum po zwietrzałych wapieniach oksfordu. Ich miąższość zmienia się w granicach 1–4 m, lokalnie, w rejonie Bębła do 9 m (Płonczyński 2000b).

W wyniku alpejskich ruchów fazy sawskiej obszar podkrakowski uległ zuskokowaniu, a południowa część obszaru, położona w obrębie rowu krzeszowickiego oraz dolin Kluczwo-dy, Korzkwi i Dłubni, została włączona w obręb utworzonego zapadliska przedkarpackiego (Ryc. 3.6; Krokowski 1984). W wyniku transgresji morskiej, w tortonie doszło do sedymentacji warstw skawińskich wykształconych w postaci piasków heterosteginowych o miąższości do 15 m (Bukowy 1956). Na opisywanym obszarze brak jest znanych z rejonu Krakowa wapieni ostrygowych (Płonczyński 2000b).

Ryc. 3.6. Budowa geologiczna południowej części Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej według Gradzińskiego (2009), zmieniona: 1  – młodszy paleozoik; 2  – jura; 3  – kreda; 4  – miocen;

5  – dyslokacje

W pliocenie doszło do regresji morza, a odsłonięty teren ulegał denudacji. Pozostałością po niej jest powierzchnia zrównania, która rozcina utwory miocenu i kredy. Rzeźba terenu była modelowana przez rzeki płynące z północy na południe (Dżułyński i in. 1966).

Na początku plejstocenu na obszar krakowski z północy nasunął się lądolód. Tworzył on zwartą pokrywę przykrywającą prawdopodobnie nawet najwyższe wzniesienia w rejonie Jerzmanowic (Gilewska 1972). Zlodowacenia południowopolskie pozostawiły na omawianym obszarze pokrywy glin zwałowych i osady wodnolodowcowe. Gliny zwałowe o miąższościach do kilku metrów rozpoznane zostały w otworach wiertniczych położonych na wschód od obszaru opracowania. O ich znacznym rozprzestrzenieniu pod pokrywami lessów świadczyć

mogą liczne głazy narzutowe pochodzenia skandynawskiego. Na wysokościach 15–20 m ponad dnami współczesnych dolin, często tuż pod pokrywą lessów, w nieciągłych płatach występują fluwioglacjalne piaski i żwiry o miąższościach do kilku metrów (Płonczyński 2000b). Wśród osadów zlodowaceń północnopolskich znane są rzeczne i wodnolodowcowe piaski i żwiry terasów nadzalewowych (4,0–6,0 m n.p. rzeki). Piaski zawierają liczne otoczaki skał kredowych, głównie margli i opok. W analizowanym rejonie osadami o największym rozprzestrzenieniu są lessy. Pokrywają one zarówno powierzchnię Wyżyny Ojcowskiej, jak i stoki jej dolin. Występują w dwóch facjach: wysoczyznowej (żółtobeżowe, bezstrukturalne zawierające węglanowe konkrecje, tzw. kukiełki lessowe, o miąższościach rzędu od kilku do kilkunastu metrów) oraz zboczowej (żółtordzawe lub żółtopopielate, ze śladami laminacji, z licznymi okruchami utworów podłoża, z rzadkimi konkrecjami węglanowymi; Walczak 1956; Alexandrowicz 1983; Płonczyński 2000b).

Wśród osadów holocenu, w dolinach: Prądnika, Będkówki i Kluczwody występują piaski i żwiry oraz mułki, gliny i piaski (mady) terasów zalewowych 0,5–3,0 m n.p. rzeki.

Są to osady o charakterze glin lessopodobnych oraz aluwialnych piasków, przewarstwionych rumoszami skał podłoża (głównie krzemieni, wapieni, opok i margli), o łącznej miąższości od kilku do kilkunastu metrów. Wiek tych osadów został w okolicy Ojcowa określony na 9040 ±90–510 ±100 lat (Krysowska-Iwaszkiewicz 1974; Alexandrowicz 1988, 1993; Płon-czyński 2000b). W Dolinie Sąspowskiej, w dwóch izolowanych miejscach występują martwice

Są to osady o charakterze glin lessopodobnych oraz aluwialnych piasków, przewarstwionych rumoszami skał podłoża (głównie krzemieni, wapieni, opok i margli), o łącznej miąższości od kilku do kilkunastu metrów. Wiek tych osadów został w okolicy Ojcowa określony na 9040 ±90–510 ±100 lat (Krysowska-Iwaszkiewicz 1974; Alexandrowicz 1988, 1993; Płon-czyński 2000b). W Dolinie Sąspowskiej, w dwóch izolowanych miejscach występują martwice