Osady deglacjacyjne zlodowacenia warty we wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego
Zbigniew Rdzany*
Sediments of the Warta ice-sheet deglaciation in the eastern part of the £ódŸ region. Prz. Geol., 54: 343–351.
S u m m a r y. The author attempts at formulating a synthetic description of geological and geomorphological effects of the Wartanian ice-sheet deglaciation in the eastern part of the £ódŸ region, taking their spatial variability into consideration. Characteristic features of Wartanian Glaciation sediments occur in this area, and their lithofacial diversity and spatial distribution needed interpretation. The deposits document the complex processes of deglaciation, which developed here across an unusually broad area in the scale of the Polish Lowland. The best developed deglaciation sediments occur in the eastern part of the £ódŸ Heights, between the Mroga and Rawka rivers, as structural components of different types of kames and glaciofluvial covers. In locations where glacial till is elevated they include mainly sediments of braided rivers and alluvial cones, whereas in areas of wide depres-sions of till and, thus, of the ice-sheet bedrock — glaciolimnic sediments prevail. The highest and most diverse western part of the £ódŸ Heights is characterised by the occurrence of thin and discontinuous deglaciation sediments, because this area was shaped mainly during the ice-sheet transgression. During deglaciation, ablation waters left mainly traces of erosion, whereas the glaciofluvial accumulation series are not well developed. In the Rawa Interfluve, deglaciation sediments accumulated predomi-nantly at the early deglaciation stage in sparesely distributed broad basins of kame sedimentation. In the Piotrków Plain, deglaciation deposits are thin; ice-sheet disintegration proceeded without major blockages of ablation waters, resulting in a less diverse interfluvial landscape.
Key words: Warta Glaciation, £ódŸ region, facial analysis, palaeogeographic reconstruction, areal deglaciation, kames
Celem pracy jest próba syntetycznego opisu geologicz-nych i geomorfologiczgeologicz-nych skutków przebiegu zanikania l¹dolodu warty we wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego, z uwzglêdnieniem ich przestrzennej zmiennoœci (ryc. 1). Podjêcie tego tematu uzasadniaj¹ charakterystyczne cechy osadów zlodowacenia warty na tym obszarze, w szczegól-noœci ich zró¿nicowanie
litofa-cjalne i rozmieszczenie
przestrzenne. W³aœciwoœci osa-dów i form, powsta³ych w czasie zanikania l¹dolodu warty dowodz¹ znacznej z³o¿onoœci, lecz tak¿e licznych prawid³owo-œci przebiegu procesów deglacja-cji arealnej. Nale¿y podkreœliæ, ¿e ten typ deglacjacji obj¹³ wyj¹tko-wo rozleg³e obszary wysoczyzn pod³ódzkich, oceniaj¹c to w skali nawet ca³ego Ni¿u Polskiego.
Formy i osady glacjalne opi-sywanego terenu s¹ znane od cza-sów Lencewicza (1927), który tu wyró¿ni³ m.in. liczne moreny czo³owe, „¿wirowiska dyluwial-ne” i ozy. Choæ niewiele miejsca poœwiêca³ charakterystyce osa-dów, zwraca³ uwagê na ogólne cechy uziarnienia oraz zró¿nico-wany stopieñ zwietrzenia osadów
polodowcowych. W latach
piêædziesi¹tych ubieg³ego stulecia przegl¹dowe badania geologicz-no-geomorfologiczne obszaru miêdzy Skierniewicami a Raw¹ Mazowieck¹ prowadzi³a Baliñska-Wuttke (1960, 1967, 1968), która przedstawi³a koncepcjê etapowego,
frontalne-go zanikania l¹dolodu warty (nazywanefrontalne-go wówczas mazo-wiecko-podlaskim i traktowanego jako stadia³ zlodowacenia œrodkowopolskiego). Autorka ta wydzieli³a 12 etapów postojowych czo³a l¹dolodu na obszarze od doliny Krzemionki na po³udniu po okolice Skierniewic na pó³nocy. W okresach stagnacji l¹dolodu powstawaæ mia³y
*Wydzia³ Nauk Geologicznych, Uniwersytet £ódzki, ul. Narutowicza 88, 90-139 £ódŸ; zrdzany@geo.uni.lodz.pl
0 10 km Domaniewice Pszczonów Skierniewice D¹brówka Zgierz £ódŸ Brzeziny Koluszki Je¿ów G³uchów Naropna Mi³ochniewice Boguszyce Rawa Mazowiecka Pukinin Byszewice Ossowice Bia³a Rawska Rylsk Rosocha Nowe Miasto nad Pilic¹ Odrzywó³ Spa³a Brenica Lubochnia Tomaszów Maz. Bia³obrzegi Inow³ódz ¯elechlinek Zarzecze Czerwonka Marianka D o l i n a B i a ³ o b r z e s k a B i a ³ o b r z e g i V a l l e y R a d o m P l a i n R ó w n i n a R a d o m s k a Wzgórza Opo-czyñskie Opoczno Hills W y s o c z y z n a R a w s k a R a w a I n t e r f l u v e W y s o c z y z n a B e ³ c h a t o w s k a B e ³ c h a t ó w I n t e r f l u v e
Ryc. 1. Po³o¿enie obszaru badañ Fig. 1. Location of the study area
g³ównie moreny recesyjne o budowie glacifluwialnej. W latach nastêpnych Ró¿ycki (1961, 1967), opieraj¹c siê na wynikach badañ Baliñskiej-Wuttke, wyró¿ni³ trzy glacifazy stadia³u warty zlodowacenia œrodkowopolskiego, zazna-czaj¹ce siê w po³udniowej czêœci Niziny Mazowieckiej: warki, grójca i mszczonowa.
Pogl¹dy o frontalnej recesji l¹dolodu warty nie spotka³y siê z pe³n¹ i powszechn¹ akceptacj¹. Mojski (1965) m.in. kwestionowa³ podstawy wyró¿nienia wspomnianych faz postojowych l¹dolodu, w³¹cznie z tzw. morenami rocznymi i wskazywa³ na mo¿liwoœæ wieloznacznego interpretowa-nia faktów, przedstawionych przez Baliñsk¹-Wuttke (1960). W 1966 r. Klajnert zaprezentowa³ szczegó³owo udokumentowan¹, odmienn¹ interpretacjê genezy grupy Wzgórz Domaniewickich ko³o £owicza, dowodz¹c, ¿e powsta³y one nie przed czo³em l¹dolodu, lecz w jego sze-rokich szczelinach, siêgaj¹cych pod³o¿a mineralnego i otwartych jednoczeœnie ku górze. W latach nastêpnych wspomniany autor poszerzy³ obszar badañ i stwierdzi³ powszechnoœæ wystêpowania ró¿nych typów kemów na WysoczyŸnie Skierniewickiej i jej pó³nocnym przedpolu, i co za tym idzie, deglacjacji arealnej tego obszaru (Klajnert, 1978, 1984). Kontynuacja badañ rzeŸby glacjalnej w obszarach rozpoœcieraj¹cych siê na po³udnie i wschód (np. Klajnert & Rdzany, 1989; Rdzany, 1997; Kobojek, 2000; Jaksa, 2004), pozwoli³a poznaæ kolejne szczegó³y procesu zanikania l¹dolodu warty.
Du¿e znaczenie w ustalaniu wielu faktów zwi¹zanych ze zlodowaceniem warty mia³y badania osadów glaci-genicznych, w szczególnoœci analizy litofacjalne. Ist-niej¹cy stan wiedzy oraz kolejne dane z nowych ods³oniêæ sk³aniaj¹ do podejmowania prób rekonstrukcji wa¿niejszych etapów zlodowacenia warty, a w szczególnoœci okresu deglacjacji, który mia³ wielkie znaczenie morfo-twórcze we wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego. Procesy deglacjacji przebiega³y jednak w poszczególnych frag-mentach wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego w sposób zró¿nicowany. Wyodrêbniaj¹ siê cztery obszary o swoistych
1) Wschodnia czêœæ Wzniesieñ £ódzkich, 2) Zachodnia czêœæ Wzniesieñ £ódzkich, 3) Zachodnia czêœæ Wysoczyzny Rawskiej, 4) Wschodnia czêœæ Równiny Piotrkowskiej.
Wschodnia czêœæ Wzniesieñ £ódzkich
Obszar ten, rozpoœcieraj¹cy siê pomiêdzy Mrog¹, Rawk¹ i dzia³em wodnym Rawki i Pilicy, okreœlany tak¿e jako Wysoczyzna Skierniewicka i Pagórki ¯elechliñskie (Dylikowa 1973), odznacza siê w skali regionu ³ódzkiego zarówno najbardziej ¿yw¹ rzeŸb¹, jak i najwiêkszym rozprzestrzenieniem osadów zwi¹zanych z procesami deglacjacji arealnej. Utwory zlodowacenia warty zalegaj¹ na tym terenie spokojnie, nie stwierdzono w ich obrêbie wiêkszych deformacji glacitektonicznych, choæ czêste s¹ zaburzenia grawitacyjne ma³ej skali w osadach kemów.
Okres aktywnoœci l¹dolodu warty dokumentuje na opisywanym obszarze g³ównie glina lodowcowa, roz-poœcieraj¹ca siê stosunkowo cienk¹ warstw¹, zwykle o mi¹¿szoœci 1–4 m. Jedynie na pó³nocnych sk³onach Wzniesieñ £ódzkich i w czêœci Równiny
£owic-¿wiry gravels osady organiczne organic sediments piaski sands mu³ki silts gliny lodowcowe tills i³y clays wapienie i margle
limestones and marls
rumosz wapieni jurajskich i otoczaki skandynawskie rubble of Jurassic limestones and Scandinavian pebbles
6 5 5? 6 8 8 6 2 3 1 11 2 9 10 4 7 Boguszyce Rawa Mazowiecka A A' NW SE m n.p.m. m a.s.l. 180 170 160 150 140 130 0 1 2 km
Ryc. 2. Przekrój przez dolinê Rawki w okolicach Boguszyc i Rawy Mazowieckiej; 1 — jura; 2 — dolny i œrodkowy plejstocen; 3 — zlodowacenia sanu; 4, 5 — zlodowacenie odry; 6–8 — zlodowacenie warty; 9, 10 — vistul, 11 — holocen
Fig. 2. Cross-section of Rawka river valley near Boguszyce and Rawa Mazowiecka; 1 — Jurassic; 2 — Lower and Middle Pleistocene; 3 — San Glaciations; 4, 5 — Odranian Glaciation; 6–8 — Wartanian Glaciation; 9, 10 — Vistulian; 11 — Holocene
ko-B³oñskiej wzd³u¿ linii Domaniewice–Pszczo-nów–Skierniewice osi¹ga ona lokalnie kilkanaœcie metrów (Baliñska-Wuttke, 1960; Klajnert, 1978; Nowacki, 1993). Glina ta podœcielona jest piaszczysto-¿wirowymi osadami glacifluwialnymi typu sandrowego, a niekiedy mu³kowo-ilastymi osadami zastoiskowymi (Mizio³ek, 1988). Glina lodowcowa warciañska jest zbudowana g³ównie w facji wytopiskowej i sp³ywowej, przy niewiel-kim udziale, b¹dŸ czêsto nawet braku osadu z od³o¿enia. Niewielka mi¹¿szoœæ gliny oraz ma³y udzia³ w jej sp¹gu osadu typu lodgement wskazuje — obok innych przes³anek — na stosunkowo krótkie funkcjonowanie ¿ywego l¹dolo-du na tym obszarze.
Niekiedy wyró¿niane s¹ w profilach warty dwie war-stwy gliny lodowcowej (Baliñska-Wuttke, 1960), lecz szczegó³owa analiza tych przypadków wykazuje, ¿e górna glina ma cechy osadu ablacyjnego, dolna zaœ — bazalnego, mog¹ wiêc pochodziæ z jednego nasuniêcia l¹dolodu, nie dowodz¹ one zaistnienia wiêkszych jego oscylacji.
Rekonstrukcja konfiguracji sp¹gu l¹dolodu warty na podstawie przestrzennego u³o¿enia gliny we wschodniej czêœci Wzniesieñ £ódzkich dowodzi, ¿e l¹dolód dostoso-wa³ siê tu powszechnie do rzeŸby, któr¹ zasta³. Dobrym
przyk³adem jest Kotlina Górnej Rawki, gdzie glina lodowcowa wyœciela rozleg³e prewarciañskie obni¿enie, a jej poziom obni¿a siê nawet do 40 m, poni¿ej otaczaj¹cych wysoczyzn (Rdzany, 1997; ryc. 2). Tak¹ sytuacjê geolo-giczn¹ zaobserwowaæ mo¿na tak¿e w œrodkowym odcinku doliny Rawki, poni¿ej Rawy Mazowieckiej (Kobojek, 2000). Pod tym wzglêdem istnieje podobieñstwo do uk³adu gliny warciañskiej w œrodkowym odcinku doliny Warty, co udokumentowa³ w wielu przekrojach tej formy Krzemiñski (1974).
Na tak urozmaiconej warstwie gliny lodowcowej spo-czywaj¹ charakterystycznie rozmieszczone przestrzennie i zró¿nicowane litofacjalnie osady deglacjacyjne. Ich objê-toœæ jest zwykle wielokrotnie wiêksza ni¿ litosomów zwi¹zanych z lodem aktywnym. Tworz¹ one przede wszystkim kemy ró¿nych typów (wa³y, pagórki, stoliwa, terasy kemowe) oraz pokrywy glacifluwialne na wyso-czyznach, podobne pod wzglêdem cech litofacjalnych do sandrów. W najwy¿szych partiach wysoczyzn — w szero-ko rozumianych strefach wododzia³owych — spotyka siê kemy o wyj¹tkowo zró¿nicowanych osadach. Czêœæ kemów to formy powsta³e w izolowanych przetainach (okolice Koluszek, ¯elechlinka), w warunkach d³u¿szego
0 100 200 m N = 275 r = 130 ° Rawa Mazowiecka 170 160 150 179 140 139,5 N S N S N S 20% 40% B A C
Ryc. 4. Kem o budowie deltoglacjalnej w dolinie Rawki w Rawie Mazowieckiej; A — rzeŸba — izolinie co 1,25 m; B — upady lamin czo³a delty (pó³kula po³udniowa); C — upady lamin j.w. — diagram zbiorczy; N — liczba pomiarów; r — azymut wektora wypadkowego
Fig. 4. Kame in the Rawka valley of delta type structure; A — hypsometry (isohypses every 1.25 m); B — dips of laminae in deltaic foreset (hemisphere southern); C — dips of laminae as above — summary diagram; N — num-ber of measurements; r — azimuth of the resultant vector
blokowania wód (Rdzany, 1997). Inne (Je¿ów, Mi³ochnie-wice), odznaczaj¹ siê zakorzenieniem w postaci rynien erozyjnych, wype³nionych seriami ¿wirowymi, czy ¿wiro-wo-piaszczystymi. Choæ nie zosta³a udokumentowana dok³adnie wielkoœæ tych serii, nie ulega w¹tpliwoœci istnie-nie rozciêæ erozyjnych, g³êbokich na ponad 10 m w stosun-ku do poziomu gliny. Rynny te powstaæ mog³y w warunkach jeszcze ¿ywego l¹dolodu wskutek prze-mieszczania siê wód subglacjalnych, p³yn¹cych okresowo pod ciœnieniem hydrostatycznym.
Poza tym kemy rozsiane na wysoczyznach maj¹ g³ównie budowê glacifluwialn¹, o mi¹¿szoœci utworów piaszczysto-¿wirowych nawet powy¿ej 40 m — uwzglêd-niaj¹c ich „zakorzenienione” czêœci (Klajnert, 1978; Rdza-ny, 1997; Jaksa, 2004). Profile osadów ze znacznym udzia³em struktur górnego re¿imu przep³ywu,
licznymi korytami i rozmyciami erozyjnymi wskazuj¹ na przewagê przep³ywów wód o du¿ej energii. Du¿e zró¿nicowanie warstwowañ przek¹tnych dokumentuje bogat¹ morfologiê koryt glacifluwialnych; dowodzi tak¿e szybkiej depozycji na frontach i powierzchni odsypów œródkorytowych oraz w dnach kana³ów miêdzy-odsypowych. Osady korytowe rzek roztoko-wych s¹ czêsto p³asko œciête na rozleg³ych powierzchniach i pokryte piaskami ¿e ¿wirem o warstwowaniu horyzontalnym, co wskazuje na zalewy warstwowe wód o wysokiej energii. Spo-tykane uk³ady struktur, choæ wewn¹trz kemów, przypominaj¹ typowe zestawy litofacjalne san-drów, zw³aszcza proksymalnych (Zieliñski, 1993).
Czêsto w partii przypowierzchniowej osady te rozciête s¹ wielkoskalowymi rynnami ero-zyjnymi o wype³nieniu glacifluwialnym i/lub ablacyjnym (Klajnert, 1978; Rdzany, 1997; Jak-sa, 2004).
W otoczeniu kemów na wysoczyznach spo-tykamy zwykle s³abo urozmaicone, niekiedy wrêcz równinne powierzchnie zajête przez glinê warciañsk¹, powleczon¹ miejscami cienko utworami ablacyjnymi i wodnolodowcowymi. Miejscami glina lodowcowa jest rozciêta, a jej miejsce zajmuje mi¹¿sza seria glacifluwialna, jak np.w okolicach Marianki na pó³noc od Rawy Mazowieckiej (ryc. 3). Powierzchnie takie okreœlane doœæ powszechnie jako sandry na szczegó³owych mapach geologicznych, nie s¹ jednak sandrami sensu stricto, poniewa¿ nie s¹ zwi¹zane na tym obszarze z udokumentowan¹ stref¹ glacimarginaln¹. Ze wzglêdu na ich nie-wielk¹ rolê morfologiczn¹ bardziej
odpowied-nim wydaje siê termin „pokrywa
glacifluwialna”. Pod wzglêdem cech uziarnienia i struktur niczym nie ró¿ni¹ siê one od osadów sandrowych. Analizuj¹c ich relacje do pagór-ków i wa³ów kemowych mo¿na s¹dziæ, ¿e powsta³y one równie¿ w czasie deglacjacji areal-nej, lecz przewa¿nie póŸniej ni¿ kemy, w warun-kach znacznie swobodniejszego przep³ywu wód poœród wyspowo zalegaj¹cego lodu martwego.
Na obrze¿eniach wysoczyzn równinne pokrywy glacifluwialne przechodz¹ w doœæ stro-mo nachylone sto¿ki nap³ywowe (>10ow Czer-wonce ko³o ¯elechlinka; Rdzany, 2004) lub delt
wa³u kemowego typu jêzora lub ³apy kemowej (Klajnert, 2004). Przyk³ad delty stanowi struktura wa³u kemowego w zachodniej czêœci Rawy Mazowieckiej (ryc. 4). Delta ta, zbudowana jest ze ¿wirowo-piaszczystej czêœci górnej, piaszczystego (g³ównie piaski œrednioziarniste) czo³a delty o nachyleniu osi¹gaj¹cym nawet lokalnie 40o i mu³kowo-piaszczystej prodelty, odznaczaj¹cej siê liczny-mi zaburzenialiczny-mi, g³ównie z powodu osiadania na wyta-piaj¹cym siê lodzie.
Kotliny miêdzywysoczyznowe i du¿e doliny obszaru w znacznym stopniu wype³nione s¹ mi¹¿szymi seriami glaci-limnicznymi, buduj¹cymi liczne i bardzo zró¿nicowane morfologiczne formy kemów (ryc. 5, 6). Mimo du¿ego zró¿nicowania rzeŸby, struktury osadów kemowych odznaczaj¹ siê wzglêdnie ma³¹ zmiennoœci¹. S¹ to bowiem
¿wiry gravels osady organiczne organic sediments piaski drobnoziarniste fine sands mu³ki silts gliny lodowcowe tills gliny ablacyjne ablation tills 0 200 400 m G³uchów Naropna 190 170 180 156,6 177,0 182,7 Józefin W³adys³awów Branik 170,4 160 B B' W E B B' m n.p.m. m a.s.l. 180 170 160 150 190 0 1 km 5 2 3 1 4
Ryc. 5. Morfologia zespo³u kemów w Kotlinie Górnej Rawki z przyk³adem budowy wewnêtrznej wa³u kemowego „Dêbowa Góra” (13–15 km na W od Rawy Mazowieckiej; 1–4 — zlodowacenie warty; 5 — holocen
w zdecydowanej wiêkszoœci osady drobnopiaszczyste lub piaszczysto-mu³kowe o dominacji warstwowañ przek¹tnych w ma³ej skali (struktury riplemarkowe) i lami-nacji horyzontalnej, zwi¹zane z dolnym re¿imem przep³ywu. Te osady glacilimniczne kemów s¹ kolejnym ogniwem sedymentacji wód, które dociera³y od wnêtrza wysoczyzny w strefy rozleg³ych i nisko po³o¿onych przeta-in w warunkach zaawansowanego ju¿ zaniku lodu lodow-cowego.
Zachodnia czêœæ Wzniesieñ £ódzkich
Najwy¿ej wzniesion¹ i najbardziej urozmaicon¹, zachodni¹ czêœæ Wzniesieñ £ódzkich (Kondracki, 2001), zwan¹ tak¿e stref¹ krawêdziow¹ Wy¿yny £ódzkiej (Dyli-kowa, 1973), cechuj¹ osady deglacjacyjne o wzglêdnie ma³ej mi¹¿szoœci, zalegaj¹ce przy tym wyspowo na mi¹¿szych seriach glacifluwialnych i glinach wych od³o¿onych w warunkach aktywnego lodu lodowco-wego. Utwory podœcielaj¹ce glinê warciañsk¹ s¹ ponadto w wielu miejscach zaburzone glacitektonicznie, szczegól-nie pomiêdzy Zgierzem a Brzezinami w obrêbie rozleg³ych poziomów morfologicznych: smardzewskiego i strykow-skiego. Te zaburzenia stanowi¹ najwiêkszy w Polsce œrod-kowej masyw glacitektoniczny. By³ on prawdopodobnie ju¿ ukszta³towany przez starsze l¹dolody, lecz najwiêksze znaczenie mia³y procesy deformacyjne w czasie transgresji l¹dolodu warty, zwi¹zane z kilkoma nastêpuj¹cymi po
sobie uaktywnieniami l¹dolodu typu szar¿y (ryc. 7; Klat-kowa, 1972a,b, 1993a,b, 1996; Petera, 1996)
Na osadach zaburzonych glacitektonicznie przez l¹dolód warty spoczywa warstwa gliny lodowcowej war-ciañskiej, miejscami nieci¹g³a. Na po³udnie £odzi i Brze-zin, a¿ po dolinê Pilicy, zalega ona ju¿ najczêœciej na nie zaburzonym pod³o¿u, zwykle na piaskach glacifluwial-nych typu sandrowego. Jej u³o¿enie œwiadczy o przekro-czeniu ostatecznie przez l¹dolód wszystkich napotkanych przeszkód terenowych na obszarze Wzniesieñ £ódzkich i objêciu zlodowaceniem Równiny Piotrkowskiej i Wyso-czyzny Be³chatowskiej.
Warstwa gliny lodowcowej warciañskiej wykazuje znaczne zró¿nicowanie mi¹¿szoœci i litofacji (Klatkowa, 1993a; Turkowska, 1993). Mi¹¿szoœæ jej w obrêbie pod-nó¿y pó³nocno-wschodnich stoków Wzniesieñ £ódzkich osi¹ga na wiêkszych powierzchniach gruboœæ kilkunastu, a lokalnie nawet powy¿ej 20 metrów (Nowacki, 1993; Klat-kowa, 1993a). Jednoczeœnie w wielu ods³oniêciach na tere-nie £odzi i w teretere-nie s¹siaduj¹cym bezpoœrednio na pó³noc, mi¹¿szoœæ jej jest zredukowana do 1–2 m, a czêsto do kilkudziesiêciu cm.
Pokrywa utworów wodnolodowcowych i ablacyjnych z okresu deglacjacji jest na tym obszarze nieci¹g³a i zwykle nawet kilkakrotnie cieñsza od osadów powsta³ych w czasie transgresji. Nie musi to jednak oznaczaæ dominuj¹cej roli zjawisk glacitektonicznych okresu glacjacji w ukszta³towaniu g³ównych rysów rzeŸby tego obszaru, a w szczególnoœci poziomów sp³aszczeñ, co do niedawna moc-no akcentowamoc-no (m.in. Klatkowa, 1972a, b).
Analiza tych najm³odszych osadów zlodowacenia war-ty, w œwietle ich relacji do utworów glacitektonicznie spiê-trzonych i poziomu gliny lodowcowej (liczne erozyjne struktury) mo¿e prowadziæ tak¿e do odmiennych wniosków.
200 150 100 50 0 C C' N S m n.p.m. m a.s.l. 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 km D¹brówka Zgierz
pozosta³e osady plejstoceñskie other Pleistocene deposits gliny lodowcowe
tills i³y, mu³ki i piaski
clays, silts and sands margle i opoki
marls and opokas
wêgiel brunatny brown coal
2
3
1
Ryc. 7. Wystêpowanie struktur glacitektonicznych w okolicach £odzi wg Klatkowej (1996); 1 — górna kreda; 2 — miocen i pliocen; 3 — plejstocen
Fig. 7. Distribution of glaciotectonic structures in the vicinity of £ódŸ after Klatkowa (1996); 1 — Upper Cretaceous; 2 — Miocene and Pliocene; 3 — Pleistocene
¬
Ryc. 6. Zarzecze. Struktury ma³ych ripplemarków i laminacja równoleg³a w piaskach glacilimnicznych kemu
Fig. 6. Zarzecze. Small ripplemark structures and parallel lami-nation in very fine-grained sands of kame
Mo¿na przypuszczaæ, ¿e wyj¹tkowo urozmaicona rzeŸba glacjalna, ods³aniana spod l¹dolodu warty, szybko sta³a siê obiektem intensywnej erozji wód ablacyjnych, które pod-pierane od strony pó³nocnej przez jeszcze doœæ zwarte masy lodu, czêœciowo kszta³towa³y poziomy sp³aszczeñ (smardzewski, strykowski), lecz póŸniej g³ównie je rozci-na³y linijnie, w miarê otwierania siê dróg odp³ywu ku pó³nocy, daj¹c pocz¹tek licznym tu dolinom. Sedymenta-cja wodnolodowcowa by³a wydajna tylko lokalnie i doœæ krótko.
Hipoteza autora o dominuj¹cej roli erozyjno-akumula-cyjnej wód roztopowych fazy deglacjacji w kszta³towaniu rzeŸby zachodniej czêœci Wzniesieñ £ódzkich, ich wiêk-szego znaczenia w stosunku do zjawisk glacitektonicz-nych, w œwietle znacznego denudacyjnego przekszta³cenia tego obszaru w okresie postwarciañskim, wymaga jeszcze weryfikacji w toku dalszych badañ.
Zachodnia czêœæ Wysoczyzny Rawskiej
Osady deglacjacyjne tworz¹ tu rozleg³e, mocno wyd³u¿one formy, zwykle odosobnione poœród równin wysoczyznowych. Czêœæ z nich to formy o genezie poœred-niej, ozowo-kemowej jak Wa³ Rylska (Jaksa & Rdzany, 2002), opisany dawniej przez Zaborskiego (1927) i Baliñsk¹-Wuttke (1960) jako oz. Wystêpuj¹ tu tak¿e du¿e wa³y kemowe, np. wa³ pukiniñski, o przewadze osadów rzek roztokowych dystalnych i znacznym udziale sedy-mentacji deltowej (ryc. 8).
Z kolei wa³ kemowy w rejonie D¹browy i Rosochy na pó³noc od Nowego Miasta nad Pilic¹ (znany w literaturze jako ozo-morena Rosochy — Dudek, 1966), prezentuje typ kemu o wyj¹tkowym du¿ym zró¿nicowaniu struktur sedy-mentacyjnych: od osadów rzek roztokowych proksymal-nych o wielkiej energii i g³êbokoœci koryt ponad 3 metrów, poprzez p³ytkie rzeki roztokowe dystalne do utworów zbiornikowych.
Czêœci trzonowe kilku wiêkszych kemów (wa³ puki-niñski w Ossowicach — ryc. 8, kemy w okolicach Bia³ej Rawskiej) wykazuj¹ silne zaburzenia w postaci rozleg³ych diapirów gliny i innych plastycznych osadów, wyciœniê-tych w warunkach silnego uwodnienia z pod³o¿a utworów kemu w koñcowym etapie sedymentacji wodnolodowco-wej.
Pomiêdzy wypuk³ymi formami glacifluwialnymi, znacznie niekiedy oddalonymi, nie stwierdzono powi¹zañ struktur sedymentacyjnych, jakie cechuj¹ wschodni¹ czêœæ Wzniesieñ £ódzkich.
Wschodnia czêœæ Równiny Piotrkowskiej
Obszar ten odznacza siê przewag¹ osadów zwi¹zanych z funkcjonowaniem aktywnego l¹dolodu nad efektami depozycyjnymi procesów deglacjacji. W czasie transgresji l¹dolodu warty, powierzchnia terenu by³a ³agodnie pochy-lona na SE, zgodne z kierunkiem ruchu lodu. Glina lodow-cowa zalega tu powszechnie na utworach glacifluwialnych typu sandrowego z okresu nasuwania siê l¹dolodu. Zabu-rzeñ glacitektonicznych nie znaleziono (ryc. 9).
0 500 m D D' 170 150 171,8 165,3 155,1 Byszewice Ossowice 0 1 2 3 4 5 6 7 m 3 2 1 0 m D D' W N m n.p.m. m a.s.l. 180 160 5 2 3 1 4 E S 0 1 2 km 140 120 Byszewice Ossowice mu³ki silts ¿wiry gravels piaski sands gliny lodowcowe zaburzone
tills, distibuted gliny lodowcowe
tills
6
7
zlo-Przewaga równin i doœæ równomierne, ³agodne nachy-lenie tego terenu na po³udnie i po³udnio-wschód, przypo-mina typow¹ rzeŸbê sandrów. Ponadto fakt wystêpowania na powierzchni utworów piaszczystych sprawia³, ¿e doœæ d³ugo znaczna czêœæ tego terenu, na pó³noc od Tomaszowa Mazowieckiego i Spa³y w kierunku Koluszek, by³a okre-œlana jako „sandr tomaszowski”. Uwa¿ano, ¿e rozwin¹³ siê on na rozleg³ym interlobiu Rawki i Widawki na linii £ódŸ – Tomaszów Mazowiecki w okresie maksymalnego rozwi-niêcia l¹dolodu warty (Ró¿ycki, 1967).
Jednak¿e póŸniejsze badania geomorfologiczne i kar-towanie geologiczne dowiod³y znacznie wiêkszego roz-przestrzeniania gliny zlodowacenia warty (GoŸdzik, 1975; Nowacki, 1992; Trzmiel, 1988, 1990; Rdzany, 1997), ni¿ dawniej s¹dzono, natomiast wystêpuj¹ce doœæ powszech-nie cienkie pokrywy piaszczyste, zinterpretowano g³ówpowszech-nie jako piaski pokryw eolicznych z póŸnego vistulianu (GoŸ-dzik 2000).
W œwietle obecnie znanych faktów, obszar „sandru tomaszowskiego” mo¿e byæ zinterpetowany jako pokrywa glacifluwialna powsta³a w warunkach deglacjacji arealnej, o znacznie mniejszym zasiêgu ni¿ dawniej opisywano i ukazywano na mapach (Ró¿ycki 1967; Dylikowa 1972). Bardziej rozleg³y i jednolity „sandr tomaszowski” istnieje natomiast w postaci kopalnej na Równinie Piotrkowskiej, pokryty glin¹ lodowcow¹ warciañsk¹ i osadami eoliczny-mi (ryc. 9).
Obecnie mo¿na przyj¹æ, ¿e rozprzestrzenienie gliny zlodowacenia warty w kierunku po³udniowym jest
znacz-nie wiêksze, nawet o oko³o 20 km (Nowacki, 1992; Tur-kowska & WieczorTur-kowska 1993; Rdzany, 2004; Trzmiel, 1988, 1990), ni¿ dawniej s¹dzono (Woldstedt, 1955; Baliñ-ska-Wuttke, 1960; Galon, Roszkówna, 1961; Ró¿ycki, 1967). Œwiadczy to o tym, ¿e l¹dolód warciañski, choæ cienki i ma³o dynamiczny, ekspandowa³ a¿ po okolice Tomaszowa Mazowieckiego, przykrywaj¹c œwie¿o ufor-mowany „sandr tomaszowski”. Dalej na wschód czo³o l¹dolodu lokalnie przekracza³o dzisiejsz¹ oœ doliny Pilicy, zw³aszcza pocz¹wszy od elewacji stropu jury ko³o Inow³odza. Zasiêg maksymalny w szczegó³ach by³ doœæ skomplikowany, pe³en drobnych jêzorów, zatok, a nawet byæ mo¿e nunataków w pobli¿u pó³nocnej krawêdzi doliny Pilicy. Ogólny obraz tzw. lobu Rawki nie jest wiêc taki wyrazisty, „podrêcznikowy”, jak rysowano to na starszych mapach (ryc. 10).
Zasiêg l¹dolodu warty w rejonie doliny Pilicy ma zapis g³ównie geologiczny, na wschód od Inow³odza wyznaczaj¹ go tak¿e nieliczne formy marginalne, najlepiej wykszta³cone w okolicach Odrzywo³u (Stanis³awów, Ossa). Ze wzglêdu na piaszczysto-¿wirow¹, glacifluwialn¹ budowê wewnêtrzn¹ by³y ró¿nie klasyfikowane: jako ozy (Zaborski, 1926), kemy (Sad³owska, 1982), czy wreszcie moreny czo³owe o budowie glacifluwialnej, ze strukturami wyciœniêcia (Rdzany, 2004). Nale¿y dodaæ, ¿e formy glaci-geniczne, po³o¿one bezpoœrednio na po³udnie od Pilicy doœæ d³ugo by³y uznawane za odrzañskie (np. Ró¿ycki, 1967; Sad³owska, 1982; Lindner, 2005), choæ w latach 90. by³y wysuwane przypuszczenia o ich przynale¿noœci do
£ódŸ Nowe Miasto nad Pilic¹ Tomaszów Mazowiecki Inow³ódz Piotrków Trybunalski 0 5 10 15 20 25 km
Zasiêg l¹dolodu warty wg autorów:
Position the Warta ice-sheet according to authors: Woldstedt, 1954 Galon i Roszkówna, 1961 Baraniecka et al., 1969 Ró¿ycki, 1967; Mojski, 1985 Baraniecka, 1984, zmieniony przez autora modified by the author hereof
¬
Ryc. 10. Zasiêg l¹dolodu warty we wschod-niej czêœci regionu ³ódzkiego wg ró¿nych autorów: 1 — Woldstedt, 1954; 2 — Galon i Roszkówna, 1961; 3 — Baraniecka i inni, 1969; 4 — Ró¿ycki, 1967; 5 — Mojski, 1985; 6 — Baraniecka, 1984, zmieniony przez auto-ra
Fig. 10. Terminal position of the Wartanian ice-sheet in the eastern part of the £ódŸ region according to various authors: 1 — Woldstedt, 1954; 2 — Galon and Roszkówna, 1961; 3 — Baraniecka et al., 1969; 4 — Ró¿ycki, 1967; 5 — Mojski, 1985; 6 — Baraniecka, 1984, modified m n.p.m. m a.s.l. 180 160 140 120 200 E E' N S 0 2 4 6 8 10 12 14km piaski i ¿wiry sands and gravels mu³ki
silts gliny lodowcowe
tills mu³ki i piaski
silts and sands wapienie, margle i piaskowce
limestones, marls and sandstones
Brenica Lubochnia
Tomaszów Mazowiecki Bia³obrzegi
6 6 6 6 6 6 6 5 5 5 5 5 8 8 8 8 2 3 3 3 1 9 9 9 9 9 9 4 7-9 7-9 7-9
Ryc. 9. Przekrój geologiczny przez wschodni¹ czêœæ Równiny Piotrkowskiej wg Trzmiela (1988), zmieniony; 1 — jura; 2 — pre-plejsto-cen; 3 — zlodowacenia po³udniowopolskie; 4 — interglacja³ mazowiecki; 5 — zlodowacenie odry; 6–7 — zlodowacenie warty; 8 — vistul; 9 — holocen
Fig. 9. Geological cross-section through the eastern part of the Piotrków Plain according to Trzmiel (1988), simplified; 1 — Jurassic; 2 — Preglacial; 3 — South Polish Glaciations; 4 — Mazovian Interglacial; 5 — Odranian Glaciation; 6–7 — Wartanian Glaciation; 8 — Vistulian; 9 — Holocene
zlodowacenia warty (np. Lindner, 1971; Lindner & Fedorowicz, 1996).
Traktowanie tych wa³ów i pagórków przez autora jako form marginalnych podyktowane jest zarówno cechami morfologicznymi (czytelne nieco asymetryczne wa³y na przedpolu rozleg³ych obni¿eñ typu zag³êbieñ koñcowych) jak i strukturalnymi (zaburzenia struktury wewnêtrznej w formie diapirów i dajek piaszczystych).
Zró¿nicowanie przebiegu deglacjacji
Porównanie osadów deglacjacyjnych wieku warcia-ñskiego w poszczególnych fragmentach wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego wskazuje, ¿e zosta³y one zakumulowane w zró¿nicowanych warunkach deglacjacji arealnej.
W budowie form obszaru zawartego pomiêdzy dolin¹ Pilicy na po³udniu a Równin¹ £owicko-B³oñsk¹ na pó³nocy (60–70 km) nie napotkano form
glacimarginal-nych o cechach wskazuj¹cych na okresow¹ stagnacjê czo³a l¹dolodu. Natomiast wiele cech osadów, powsta³ych w ró¿-nych basenach sedymentacyjró¿-nych okresu deglacjacji doku-mentuje œrodowisko lodu martwego. Œwiadcz¹ o tym, ¿e wyodrêbni³ siê tu jeden z wiêkszych w Polsce obszarów deglacjacji arealnej (>4 tys. km2
). Jedynie w odniesieniu do zachodniej czêœci Wzniesieñ £ódzkich trudno jeszcze jed-noznacznie taki proces potwierdziæ.
Przebieg deglacjacji arealnej by³ zale¿ny g³ównie od konfiguracji powierzchni podlodowej i przebiega³ ogólnie od miejsc najwy¿szych ku obni¿eniom, nie zaœ, jak dawniej s¹dzono — od po³udnia ku pó³nocy. Mo¿na wyró¿niæ trzy zasadnicze fazy tego procesu: wczesn¹, zaawansowan¹ i póŸn¹ (tab. 1). Przestrzenne zró¿nicowanie litofacjalne osadów pozwala przyporz¹dkowaæ tym fazom okreœlone formy kemowe lub pokrywy glacifluwialne. Nale¿y pod-kreœliæ, ¿e nie maj¹ one zwi¹zku z niegdyœ wydzielonymi
Faza deglacjacji arealnej Areal deglaciation phase Obszary intensywnej akumulacji osadów
Areas of intense sediment accumulation
Cechy osadów i struktur
Features of sediments and structures
Typowe formy Typical forms Uwagi Remarks PóŸna Late
obni¿enia ró¿nej genezy i stoki
depressions of different origin and slopes
du¿y udzia³ diamiktonowych utworów ablacyjnych big share of diamicton sediments
rozciêcia erozyjne w utworach wodnolodowcowych przez wody roztopowe lub inicjalne rzeki
erosional cuts in glaciofluvial and glaciolimnic sediments produced by meltwater or initial rivers
osady stokowe w brze¿nych partiach kemów (osuwiska rotacyjne, obrywy, sp³ywy, sp³ukiwanie, soliflukcja) slope sediments in marginal parts of kames (rotational earth slides, earth topples, earth flows, soil erosion, solifluction) struktury deformacyjne po osiadaniu materia³u w miarê wytapiania pogrzebanych w osadach deglacjacyjnych
bry³ lodu
deformation structures after settling of material during the melting process of ice-blocks buried in deglaciation sediments
obni¿enia wytopiskowe kettle holes? tarasy erozyjne erosional terraces inicjalne doliny rzeczne initial river valleys
Zaawansowana Advanced wysoczyzny (obszary elewacji pod³o¿a l¹dolodu) interfluves (elevated areas of the ice-sheet bedrock)
osady rzek roztokowych proksymalnych i dystalnych o zró¿nicowanej g³êbokoœci koryt
sediments of proximal and distal braided rivers with varied riverbed depths
osady sto¿ków nap³ywowych, akumulowane przez zalewy powodziowe
sediments of alluvial cones, accumulated by floods przewaga utworów ¿wirowo-piaszczystych prevalence of gravely-sandy sediments
wa³y kemowe glacifluwialne, zorientowane (NW–SE, NNW–SSE)
glaciofluvial kame ridges, oriented (NW–SE, NNW–SSE)
równiny morenowe (w obszarach p³askiego pod³o¿a l¹dolodu)
moraine plains (in flat areas of the ice-sheet bedrock)
pokrywy glacifluwialne (obrze¿enie wysoczyzn)
glaciofluvial covers (marginal parts of interfluves)
odpowiada wczeœniej wyró¿nionym (Rdzany, 1997):etapowi kszta³towania wysoczyzn morenowych oraz etapowi kszta³towania rzeŸby kemowej podlodowych obni¿eñ Corresponds to the following previously distinguished stages (Rdzany 1997): stage of moraine interfluves formation and stage of kame relief formation in sub-ice depressions W tej fazie od lodu uwolnione s¹ znaczne obszary; lokalnie zarówno na wysoczyznach jak i w obni¿eniach lód móg³ zajmowaæ mniej ni¿ po³owê obszaru In this stage ice had disappeared from large areas; locally, both in interfluves and depressions, ice could cover less than half of the area
kotliny
miêdzywysoczyznowe i wiêksze doliny basins between interfluves and bigger valleys
osady zbiornikowe od osadów delt gilbertowskich po drobnofrakcyjne utwory parapelagiczne
lacustrine sediments — from sediments of Gilbert deltas to fine parapelagial sediments
osady sto¿ków nap³ywowych na obrze¿eniu zbiorników glacilimnicznych
alluvial cones sediments in marginal zones of glaciolacustrine basinsdu¿y udzia³ osadów pr¹dów zawiesinowych o ma³ej gêstoœci z przewag¹ laminacji zmarszczek pr¹dowych i laminacji równoleg³ej large share of sediments of low-density turbidite currents with the prevalence of riplemark structures lamination and parallel lamination
przewaga piasków drobnoziarnistych nad innymi frakcjami prevalence of fine sands over other fractions
koryta erozyjne w osadach glacilimnicznych z wype³nieniem glacifluwialnym, ablacyjnym lub z³o¿onym
erosional canals in glaciolacustrin sediments with glaciofluvial, ablation or composite material
kemy ró¿nych typów morfologicznych w obni¿eniach deglacjacyjnych: pagórki kemowe, terasy kemowe, stoliwa kemowe, równiny glacifluwialne, wa³y kemowe, w tym typu „jêzorów” i „³ap kemowych” different types of kames in deglaciation depressions: kame hillocks, kame terraces, kame plateaus, glaciofluvial plains, kame ridges, including "kame tongues" and "kame paws"
kemy g³ównie glacilimniczne lub z³o¿one glacilimniczo-glacifluwialne
kames, mainly glaciolimnic type or composite glaciolimnic-glaciofluvial type
obni¿enia wytopiskowe kettle holes
Wczesna
Early
strefy perforacji lodu nad wynios³oœciami pod³o¿a l¹dolodu
perforation zones above elevations of the ice-sheet bedrock strefy intensywnego przep³ywu subglacjalnego (przewaga kierunku NW–SE) zones of intense subglacial flow (dominating direction:
du¿e zró¿nicowanie struktur — od glacifluwialnych rynien subglacjalnych po struktury osadów zbiornikowych w izolowanych przetainach
high structural diversity — from subglacial glaciofluvial canals to structures of glaciolimnic sediments in isolated thawing holes
formy ozowo-kemowe esker-kame form skemy przetainowe kames of the perforation type izolowane wa³y kemowe (Wysoczyzna Rawska) isolated kame ridges (Rawa Interfluve)
Tabela 1. Fazy deglacjacji arealnej we wschodniej czêœci regionu ³ódzkiego Tab. 1. Phases of areal deglaciation in the eastern part of the £ódŸ region
trzema fazami postojowymi czo³a l¹dolodu warty na tym obszarze: warki, grójca i mszczonowa (Ró¿ycki, 1967).
Wskazywany przebieg deglacjacji prowadzi³ nie tylko do przetrwa³oœci g³ównych form prewarciañskiej rzeŸby, to jest p³atów wysoczyznowych, czy wiêkszych dolin i kotlin, lecz nawet powodowa³ odtworzenie po zaniku l¹dolodu skali urozmaicenia terenu. Na przyk³ad zanik l¹dolodu na równinnych wysoczyznach morenowych (Równina Piotrkowska), prowadzi³ tak¿e do ods³oniêcia siê spod lodu równin. Sprzyjaæ temu mog³a równomier-noœæ ablacji cienkiego lodu oraz ³atwoœæ odp³ywu wód poza obszar zasiêgu lodów martwych w kierunku obni¿e-nia Pilicy. Z kolei na urozmaiconym stropie gliny we wschodniej czêœci Wzniesieñ £ódzkich uformowa³y siê pola kemowe o du¿ej dynamice rzeŸby, z lokalnymi deni-welacjami rzêdu 40–45 m, gdy¿ istnia³y tu dobre warunki do tworzenia siê lokalnych basenów sedymentacyjnych na ró¿nych wysokoœciach.
Literatura
BALIÑSKA-WUTTKE K. 1960 — Geomorfologia obszaru miêdzy Skierniewicami a Raw¹ Mazowieck¹, Pr. Geograficzne IG PAN, 23: 1–93.
BALIÑSKA-WUTTKE K. 1967 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1: 50 000, ark. G³uchów (630). Inst. Geol.
BALIÑSKA-WUTTKE K. 1968 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50 000, ark. G³uchów (630). Inst. Geol. DUDEK Z. 1966 — Ozo-morena Rosochy na tle budowy geologicznej okolic Nowego Miasta nad Pilic¹. Acta Geol. Pol., 16: 261–275. DYLIKOWA A. 1973 — Geografia Polski. Krainy geograficzne. PZWS, Warszawa.
GODZIK J. S. 1975 — Okolice Rzgowa i trasa do Tomaszowa Mazo-wieckiego. Przewodnik wycieczek XIII Ogólnopolskiego Zjazdu Pol-skiego Towarzystwa Geograficznego. £ódŸ.
GODZIK J.S. 2000 — Aeolian cover sands in the south–eastern part of the £ódŸ region, [W:] R. Dulias & J. Pe³ka-Goœciniak (eds), Aeolian processes in different landscape zones, Dissertations of Faculty of Earth Sciences, University of Silesia: 80–88.
JAKSA A. 2004 — Zró¿nicowanie œrodowisk akumulacji osadów kemowych w regionie ³ódzkim na podstawie analizy litofacjalnej. Zak³ad Geomorfologii U£, maszynopis pracy doktorskiej.
JAKSA A. & RDZANY Z. 2002 — Sedymentologiczny zapis dynami-ki deglacjacji Wysoczyzny Rawsdynami-kiej na przyk³adzie Wa³u Rylska. Acta Universitatis Nicolai Copernici, Geografia XXXII — Nauki Matema-tyczno-Przyrodnicze, 109: 169–181.
KLAJNERT Z. 1966 — Geneza Wzgórz Domaniewickich i uwagi o sposobie zaniku lodowca œrodkowopolskiego. Acta Geographica Lodziensia, 23: 1–134.
KLAJNERT Z. 1978 — Zanik lodowca warciañskiego na WysoczyŸnie Skierniewickiej i jej pó³nocnym przedpolu. Acta Geographica Lodziensia, 38: 1–149.
KLAJNERT Z. 1984 — Analysis of kames for palaeogeographical reconstructions. Boreas, 13: 95–109.
KLAJNERT Z. 2004 — Cechy morfologiczne i geologiczne strefy brze¿nej l¹dolodu zlodowacenia warty na Wy¿ynie £ódzkiej, [W:] Zlo-dowacenie warty w Polsce, red. M. Harasimiuk i S. Terpi³owski, UMCS, Lublin, 51–69.
KLAJNERT Z. & RDZANY Z. 1989 — Glacifluwialna geneza wyso-kich poziomów terasowych w dolinie górnej Rawki miêdzy Kochano-wem a Raw¹ Mazowieck¹. Acta Geographica Lodziensia, 59: 21–38. KLATKOWA H. 1972a — Paleogeografia Wy¿yny £ódzkiej i obsza-rów s¹siednich podczas zlodowacenia warciañskiego. Acta Geographi-ca Lodziensia, 28: 1–220.
KLATKOWA H. 1972b — Region £ódzki. [W:] Geomorfologia Polski, t. II: 240–270. Warszawa.
KLATKOWA H. 1993a — Niektóre cechy glacigenicznych osadów warty w œrodkowej Polsce. Acta Geographica Lodziensia, 65: 99–140.
KLATKOWA H. 1993b — Uwagi o strukturach glacistatycznych i ich morfologicznym wyrazie w strefie zlodowacenia warciañskiego Polski œrodkowej i zachodniej. Acta Geographica Lodziensia, 65: 141–166. KLATKOWA H. 1996 — Elementy glacitektoniczne w budowie geolo-gicznej i rzeŸbie pod³ódzkiej czêœci œrodkowej Polski, Acta Geographi-ca Lodziensia, 72: 7–103.
KOBOJEK E. 2000 — Morfogeneza doliny Rawki. Acta Geographica Lodziensia, 77: 1–157.
KONDRACKI J. 2001 — Geografia regionalna Polski. Wydawnictwo Naukowe PWN SA, Warszawa.
KOZARSKI S. 1987 — Depositional models and ice-front dynamics in northwestern Poland: a methodological approach. Geogr. Pol., 53 43–51.
KRZEMIÑSKI T. 1974 — Geneza m³odoplejstoceñskiej rzeŸby gla-cjalnej w dorzeczu œrodkowej Warty. Acta Geogr. Lodz., 33: 1–171. LINDNER L. 1971 — Stratygrafia plejstocenu i paleogeomorfologia pó³nocno-zachodniego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich. Stud. Geol. Pol., 35.
LINDNER L. 2005 — Nowe spojrzenie na liczbê, wiek i zasiêgi zlodo-waceñ œrodkowopolskich w po³udniowej czêœci œrodkowowschodniej Polski. Prz. Geol., 53: 145–150.
LINDNER L. & FEDOROWICZ S. 1996 — Wiek TL osadów plejsto-ceñskich w Janowie nad Radomk¹ i problem zasiêgu l¹dolodów w cza-sie zlodowaceñ œrodkowopolskich (odry, warty) w strefie NW obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 44: 935–937.
LENCEWICZ S. 1927 — Dyluwium i morfologia œrodkowego Powiœ-la. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 2: 1–220.
MIZIO£EK E. 1988 — W³aœciwoœci litologiczne i surowcowe osadów zastoiskowych w regionie ³ódzkim. Acta Geographica Lodziensia, 58: 1–124.
MOJSKI J. E. 1965 — Niektóre problemy stratygrafii plejstocenu Ni¿u Polskiego i obszarów s¹siednich po VI Miêdzynarodowym Kongresie INQUA. Biul. Inst. Geol., 187, Z badañ czwartorzêdu w Polsce, 11. NOWACKI K. 1992 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicz-nej Polski 1: 50 000, ark. Popielawy (666). Pañstw. Inst. Geol. NOWACKI K. 1993 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicz-nej Polski 1:50 000, ark. £yszkowice (592). Pañstw. Inst. Geol. PETERA J. 1996 — Przyk³ady struktur glacitektonicznych w Celesty-nowie ko³o £odzi. Acta Geographica Lodziensia, 72: 105–151. RDZANY Z. 1997 — Kszta³towanie rzeŸby terenu miêdzy górn¹ Rawk¹ a Pilic¹ w czasie zaniku l¹dolodu warciañskiego. Acta Geogr. Lodz., 73: 1–146.
RDZANY Z. 2004 — Formy marginalne lobu Rawki miêdzy Inow³odzem a Nowym Miastem nad Pilic¹ na tle pogl¹dów na zasiêg l¹dolodu zlodowacenia warty. [W:] Zlodowacenie warty w Polsce, red. M. Harasimiuk & S. Terpi³owski, UMCS, Lublin: 87–102.
RÓ¯YCKI S. Z. 1961 — Middle Poland — general presentation — VIth INQUA Congress, Guide-book of excursion from the Baltic to the Tatras, part II, vol. I: 1–116, Warszawa.
RÓ¯YCKI S. Z. 1967 — Plejstocen Polski œrodkowej na tle przesz³oœci w górnym trzeciorzêdzie. PWN: 1–236
SAD£OWSKA A. 1982 — Rozwój rzeŸby miêdzyrzecza Pilicy, Czar-nej i Drzewiczki. Acta Geogr. Lodz., 47: 1–108.
TRZMIEL B. 1988 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski, 1:50 000, ark. Tomaszów Mazowiecki (667). Pañstw. Inst. Geol.
TRZMIEL B. 1990 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicznej Polski, 1 : 50 000, ark. Tomaszów Mazowiecki (667). Pañstw. Inst. Geol.
TURKOWSKA K. 1993 — Zapis procesów warciañskich w pod³o¿u doliny górnego Neru. Acta Geographica Lodziensia, 65: 239–263. TURKOWSKA K. & WIECZORKOWSKA G. 1993 — Pogl¹dy na zasiêg l¹dolodu warciañskiego i charakter jego strefy marginalnej na po³udniowy wschód od £odzi. Materia³y Konferencji: „Stratygrafia i palegeografia zlodowacenia warty”, £ódŸ.
ZABORSKI B. 1926 — Ozy pomiêdzy Grójcem i Odrzywo³em. Prz. Geogr., 6.
ZIELIÑSKI T. 1993 — Sandry Polski pó³nocno-wschodniej — osady i warunki sedymentacji. Pr. Nauk. Uniw. Œl., 1398.
Praca wp³ynê³a do redakcji 22.03.2005 r. Akceptowano do druku 12.10.2005 r.
