„Jurajska Oaza Śródlodowa” w świetle badań ostatniego półwiecza

„Jurajska Oaza Œródlodowa” w œwietle badañ ostatniego pó³wiecza

Józef Lewandowski

„Glacial oasis” in the Cracow-Czêstochowa Upland – results of studies during the last fifty years. Prz. Geol., 59: 732–738.

A b s t r a c t: The question of glaciation of the Cracow-Czêstochowa Upland (also known as Polish Jura) during the South Polish Glaciations (Elsterian) is one of the most controversial issues in the Polish Pleistocene palaeogeo-graphy. According to S. Z. Rózycki (1960), in these times this region became a „concave nunatak” whereas an area from Olsztyn in the north to Krzeszowice in the south was the „Glacial Oasis of Polish Jura”. This hypothesis, derived from Ró¿ycki’s field studies in Antarctica (the Bunger Oasis), is still discussed in the Polish literature. The problem is still regarded as open despite of extensive geological mapping of that area. However, in author’s opinion, the presence of Pleistocene glacial oasis appears confirmed by both regional geological studies and the recent glaciological theories.

Keywords: Glacial Oasis of Polish Jura, concave nunatak, ice stream, roche moutonnee

Wnikliwe obserwacje plejstocenu Jury Czêstochow-skiej sk³oni³y S.Z. Ró¿yckiego (1960) do og³oszenia hipo-tezy, ¿e przewa¿aj¹cy fragment tego subregionu podczas

„zlodowacenia krakowskiego” (po³udniowopolskiego)

stanowi³ „Jurajsk¹ Oazê Œródlodow¹”. Opieraj¹c siê na mapie geologicznej St. Zarêcznego (1894), pogl¹d ten (dla P³askowy¿u Ojcowskiego) wyra¿a³ wczeœniej W. £oziñski (1912). Stwierdzi³ on mianowicie, ¿e powierzchnia wy¿yny nigdy nie by³a pokryta l¹dolodem, który do niecki krakow-sko-chrzanowskiej wtargn¹³ obni¿eniami od zachodu. Ró¿ycki (1960) swoj¹ koncepcjê uzasadnia³ nieobecnoœci¹ g³azów eratycznych oraz brakiem œladów mutonizacji ostañ-ców skalistych, w przeciwieñstwie do ska³ek wystêpu-j¹cych na pó³noc od Olsztyna i na Wy¿ynie Wieluñskiej. Wed³ug niego istnienie „nunataka wklês³ego” uwarunko-wane by³o g³ównym kierunkiem transgresji l¹dolodu, realizowanym z NNW, a wiêc zgodnie z osi¹ morfolo-giczn¹ progu górnojurajskiego. Sytuacja ta spowodowa³a, ¿e obszar ten zosta³ „op³yniêty” przez s¹siednie strumienie lodowe (koniecpolski i œl¹ski). Wzd³u¿ osi Wy¿yny Kra-kowsko-Wieluñskiej J.E. Mojski (2005) znaczy „lododzia³ pierwszego rzêdu” dla l¹dolodu sanu II, dziel¹cy dwa g³ówne strumienie lodowe (loby), docieraj¹ce do brzegu Karpat na wysokoœæ oko³o 400 m n.p.m. Wspomniany autor znaczy w obszarze wy¿yny (podobnie jak w Górach Œwiêtokrzyskich) „obszar z cienk¹ pokryw¹ l¹dolodu”. Ostatnie badania na przedpolu Karpat sugeruj¹, ¿e maksy-malny zasiêg l¹dolodu skandynawskiego odnosi siê do zlo-dowacenia sanu I (Lindner, 2001), aczkolwiek problem ten nie znalaz³ jednoznacznego roztrzygniêcia. Z powy¿szego wynika, ¿e retoryczne pytanie S.Z. Ró¿yckiego (1960) – Czy nunatak Jury istnia³ tylko epizodycznie, czy te¿ prze-trwa³ przez ca³y czas trwania starszego zlodowacenia w tej czêœci Polski? – nie doczeka³o siê jednoznacznej odpowie-dzi, mimo ¿e autor cytowanego pytania nie mia³ w tej spra-wie ¿adnej w¹tpliwoœci.

Próg górnojurajski, chocia¿ silnie zró¿nicowany morfologicznie, wznosi siê na wysokoœæ 360–500 m n.p.m. i zdecydowanie góruje nad otaczaj¹cym go obszarem (ryc. 1). W najwy¿ej po³o¿onej strefie (> 400 m n.p.m.) brak jest

bezpoœrednich dowodów na obecnoœæ l¹dolodu. Bior¹c pod uwagê liczne przyk³ady istnienia nunataków w Polsce po³udniowej (Œlê¿a, £ysogóry), hipoteza S.Z. Ró¿yckiego jest wielce prawdopodobna i mo¿liwa do udowodnienia modelem dynamiki ruchu lodu w warunkach zmiennych naprê¿eñ œcinaj¹cych i zró¿nicowanej morfologii pod³o¿a (zob. Jania, 1993). Strumieniowy charakter przemieszcza-nia l¹dolodu dobrze zilustrowa³ ostatnio B. Przybylski (2008), w oparciu o analizê DEM Wielkopolski. Na Wy¿y-nie Œl¹skiej trudno doszukaæ siê podobnych glacilineamen-tów, poniewa¿ obszar ten ma rzeŸbê znacznie starsz¹ – neogeñsko-czwartorzêdow¹ (Lewandowski, 1996). G³ówne jej elementy maj¹ za³o¿enia strukturalne, a cienka pokrywa czwartorzêdowa ma przede wszystkim genezê perygla-cjaln¹.

Zlodowacenie sanu I

Zró¿nicowany rozk³ad kierunków ruchu l¹dolodu w czasie zlodowacenia sanu I na obszarze wy¿yn po³udnio-wopolskich podyktowany by³ konfiguracj¹ pod³o¿a zbudo-wanego ze ska³ twardych. Wyodrêbnianie siê strumieni lodowych (ice streams) uwarunkowane by³o obecnoœci¹ g³êbokich, subsekwentnych dolin rzecznych, obrze¿a-j¹cych od zachodu i wschodu wyniesiony próg górnojuraj-ski (ryc. 1). Innymi s³owy – obszar wy¿yny, po³o¿onej oko³o 150–200 m wy¿ej od otaczaj¹cych go dolin, znalaz³ siê w strefie ujemnego bilansu mas lodowych i w konse-kwencji centralna czêœæ Jury Krakowsko-Czêstochowskiej (miêdzy Olsztynem a Krzeszowicami) prawdopodobnie nie zosta³a pokryta lodem lub w jej obrêb wnika³y jedynie lokalne jêzory lodowcowe (Lewandowski, 2009). Kuesta górnojurajska, od Czêstochowy po Olkusz, posiada od 60 do ponad 100 m wysokoœci. Jej pierwotna stromoœæ na wie-lu odcinkach maskowana jest obecnie m³odoplejstoceñ-skimi sto¿kami nap³ywowymi (Lewandowski & Zieliñski, 1990). Tak wysoki próg morfologiczny musia³ stanowiæ istotn¹ barierê dla strumieni lodowych. Oazy œródlodowe (nunataki) mog¹ siê tworzyæ w sytuacji, gdy wysokoœæ i szerokoœæ przeszkody morfologicznej s¹ porównywalne z 1

mi¹¿szoœci¹ l¹dolodu oraz wystêpuj¹ w strefie ujemnego bilansu mas lodowych (Liszkowski, 1976). Istotnym problemem w powy¿szych rozwa¿aniach jest szacunkowa

mi¹¿szoœæ l¹dolodu w strefie wy¿yn po³udniowopolskich. Przyjmuj¹c jego maksymalny zasiêg oraz wysokoœæ, do której dotar³ l¹dolód w Karpatach Zachodnich (ok. 400 m

P£ASKOWY¯

OJCOWSKI

TARNOWSKIE GÓRY _ZAWIERCIE

BYTOM CHRZANÓW OŒWIÊCIM PSZCZYNA KONIECPOL SZCZEKOCINY WOLBROM OLSZTYN KRZESZOWICE 10km POLSKA POLAND

osie kopalnych dolin rzecznych

axes of main fossil valleys

g³ówne kierunki odp³ywu sandrowego

directions of proglacial streams

nasuniêcie karpackie

Carpathian frontal thrust

uskoki

faults

Maksymalne zasiêgi l¹dolodów:

Maximum extent of the ice sheets:

odry Odranian sanu I Sanian I

zastoiska transgresywne

transgresive ice-dam lakes

Ryc. 1. G³ówne elementy paleogeografii plejstoceñskiej Wy¿yny Œl¹sko-Krakowskiej na tle mapy cyfrowej rzeŸby terenu (DEM) Fig. 1. Pleistocene palaeogeographic elements of the Cracow-Czêstochowa Upland against the background of DEM map (digital elevation map)

n.p.m.), z du¿ym prawdopodobieñstwem mo¿na za³o¿yæ, ¿e mi¹¿szoœæ poszczególnych strumieni lodowych (przy naprê¿eniu bazalnym od 50 do 100 kPa) wynosi³a od 200 do 400 m (Lewandowski, 1988). S¹ to wartoœci jedynie dwukrotnie wy¿sze od deniwelacji regionalnych Wy¿yny Krakowsko-Czêstochowskiej. Tak wiêc powierzchnia ota-czaj¹cego wy¿ynê l¹dolodu mog³a wznosiæ siê co najwy¿ej do wysokoœci oko³o 600 m n.p.m. (w czêœci po³udniowej) oraz oko³o 800 m n.p.m. (w czêœci pó³nocnej). W takim przypadku centralny obszar wy¿yny, wznosz¹cy siê > 400 m n.p.m., by³ nunatakiem wklês³ym (ryc. 2). Mia³ on kszta³t rozszerzaj¹cego i wznosz¹cego siê ku po³udniowi klina, zorientowanego zgodnie z generalnym kierunkiem trans-gresji. Jego d³ugoœæ wynosi³a oko³o 70 km, a szerokoœæ maksymalna – 30 km (ryc. 3).

Rozk³ad materia³u lokalnego w osadach glacigenicz-nych Wy¿yny Œl¹skiej dowodzi, ¿e wielkopolski (zachod-ni) sektor l¹dolodu transgredowa³ strumieniami Warty i Ma³ej Panwi od pó³nocnego zachodu, docieraj¹c czo³owo do kuesty górnojurajskiej. Strumieñ œl¹ski (odrzañski) tego l¹dolodu, wykorzystuj¹c kopaln¹ dolinê pra-Odry-Rudy, przemieszcza³ siê ku wschodowi, wkraczaj¹c w obszar rowów tektonicznych rygla krakowskiego (ryc. 3). Kieru-nek ten zapisany jest w sk³adzie petrograficznym ¿wirów glacjalnych okolic Tenczynka, gdzie dominuj¹ wapienie górnojurajskie oraz diabazy (Rutkowski i in., 1998). Wychodnie tych ostatnich po³o¿one s¹ na zachód od Ten-czynka. Resztki osadów glacigenicznych, w tym g³azy era-tyczne, s¹ powszechne w rejonie Chrzanowa, Krzeszowic, Czernichowa oraz na Garbie Tenczyñskim (Zarêczny, 1894, 1956), dziœ ju¿ prawie ca³kowicie wyzbierane jako doskona³y materia³ budowlany. Na wschodni kierunek transportu glacjalnego doskonale wskazuje obecnoœæ blo-ków araukarii w Bronowicach pod Krakowem (Zarêczny, 1956). G³azy eratyczne oraz glinê zwa³ow¹ (prawdopo-dobnie sp³ywow¹) w stokach Bêdkówki i Kobylanki zano-towa³ W. Walczak (1956). Wspomniane osady grupuj¹ siê

w ujœciowych odcinkach dolin, w poziomie bramkowym, na wysokoœci nie przekraczaj¹cej 390 m n.p.m. Próg tekto-niczny o wysokoœci ponad 100 m, ograniczaj¹cy od pó³nocy rów krzeszowicki, by³ dla strumienia lodowego poru-szaj¹cego siê równolegle do jego przebiegu, barier¹ nie do pokonania, zak³adaj¹c mi¹¿szoœæ lodu < 250 m. Strumienie ma³opolskie (Pilicy i Nidy) p³ynê³y natomiast od pó³nocy, wykorzystuj¹c subsekwentn¹ dolinê pra-Pilicy na pó³nocy, a nastêpnie tektoniczn¹ dolinê D³ubni na po³udniu (ryc. 3). Œladem ich przemieszczania s¹ wyg³adzone progi górno-kredowe, z obecnoœci¹ deformacji glacitektonicznych ko³o Julianki (Ró¿ycki, 1982b) oraz pojedyñcze, ob³e wzgórza zbudowane z wapieni skalistych w rejonie Wolbromia i Batowic. Wspomniane wzgórza nosz¹ wyraŸne œlady mutonizacji – s¹ to ob³e kopu³y (nazywane „che³mami”), wyraŸnie sp³aszczone w partii szczytowej.

L¹dolód, realizuj¹c g³ówny, po³udniowy kierunek ruchu aktywnego (ekstruzywnego), móg³ jedynie wnikaæ w obszar Jury Polskiej lokalnymi jêzorami grawitacyjnego rozpe³zywania (Lewandowski, 1988). W obrêb „Jurajskiej Oazy Œródlodowej” dostawa³y siê jedynie lokalne jêzory lodowcowe. Jeden z nich wnikn¹³ w dolinê Bia³ki i Krzty-ni, pozostawiaj¹c osady glacigeniczne (glinê zwa³ow¹ w kontakcie z i³ami warwowymi) w rejonie Prade³ (Semil, 1982) oraz zmutonizowan¹ ska³kê pod Kroczycami.

Jêzory lodowcowe, wkraczaj¹c w górne odcinki kopal-nych dolin rzeczkopal-nych, musia³y barykadowaæ odp³yw wód ekstraglacjalnych i stwarzaæ doskona³e warunki do powstawania wielkich jeziorzysk zaporowych. Œlady tych zbiorników mo¿na znaleŸæ w profilach wierceñ na obsza-rze: Kotliny Mitrêgi ko³o Zawiercia, Kotliny Biskupiego Boru ko³o Olkusza (Lewandowski & Zieliñski, 1990), kopalnej doliny Pilicy ko³o Szczekocin (Ró¿ycki, 1982a),

kopalnej doliny Przemszy ko³o Chrzanowa (Kotlicka,

1969) i w wielu innych miejscach obrze¿aj¹cych Wy¿ynê Krakowsko-Czêstochowsk¹. Osady zastoiskowe, zaburzo-ne glacitektonicznie, znazaburzo-ne s¹ z okolic Tenczynka

(Rut-J3 J3 J3 T3 T2 J2 D K2 J3 J3 m n.p.m. m a.s.l. 500 400 300 200 100 -100 0 500 400 300 200 100 0 Olkusz Trzyci¹¿

W

E

piaski i mu³ki plejstoceñskie

Pleistocene sands and silts

l¹dolód

ice sheet

ostañce ska³kowe

monadnoks

maksymalny poziom akumulacji wodnolodowcowej

maximum horizon of glaciofluvial accumulation

ska³y pod³o¿a bedrock

A

B

Ryc. 2. Przekrój geologiczny A–B (zob. ryc. 3), ilustruj¹cy strukturalne za³o¿enia „Jurajskiej Oazy Œródlodowej”. Litostratygrafia: K2– margle kredy górnej, J3– wapienie jury górnej, T3– i³owce i mu³owce triasu górnego, T2– wapienie i dolomity triasu œrodkowego, D – wapienie dewonu

Fig. 2. Geological cross-section A–B (see Fig. 3), tectonic background of „glacial oasis of Polish Jura”. Lithostratigraphy: K2– Upper Cretaceous marls, J3– Upper Jurassic limestones, T3– Upper Triassic claystones and siltstones, T2– Middle Triassic limestones and dolomites, D – Devonian limestones

K A R P A T Y

C A R P A T H I A N S

Jurajska

Oaza

Œródlodowa

Glacial Oasis

TARNOWSKIE GÓRY ZAWIERCIE

BYTOM CHRZANÓW OŒWIÊCIM KONIECPOL SZCZEKOCINY WOLBROM MYŒLENICE BIELSKO BIA£A WADOWICE 400 502 402 406 384 504 420 450 400 435 436 380 404 467 380 423

A

B

wynios³oœci pod³o¿a bedrock heights obszar nie zlodowacony not glaciated area linia zasiêgu ladolodu extent of the ice sheet lododzia³y icesheds ostañce monadnoks mutony moutons g³azy narzutowe erratic blocks

stanowiska opisane w literaturze sites referred to in literature

420rzêdne w m n.p.m.altitude [m a.s.l.]

linia przekroju (ryc. 2) cross-section line (Fig. 2)

Ryc. 3. Paleogeografia Wy¿yny Œl¹sko-Krakowskiej podczas zlodowacenia sanu I. Ods³oniêcia opisane w literaturze: 1 – Julianka (Ró¿ycki, 1982b), 2 – Prad³a (Semil, 1982), 3 – Dolina Kobylañska (Walczak, 1956), 4 – Nielepice (Zarêczny, 1956), 5 – Rudna (Rutkowski i in., 1998)

Fig. 3. Palaeogeography of Cracow-Czêstochowa Upland during the San I (Elsterian) Glaciation. Outcrops cited in literature: 1 – Julianka (Ró¿ycki, 1982b), 2 – Prad³a (Semil, 1982), 3 – Kobylañska Valley (Walczak, 1956), 4 – Nielepice (Zarêczny, 1956), 5 – Rudna (Rutkowski et al., 1998)

kowski i in., 1998.) oraz z dolinek podkrakowskich (Zarêczny, 1956; Tyczyñska, 1968). Osady te zachowa³y siê jednak szcz¹tkowo, uleg³y bowiem zniszczeniu przez póŸniejsz¹ erozjê, a ich resztki zosta³y pogrzebane m³odszymi (neoplejstoceñskimi) osadami fluwioperygla-cjanymi.

Najbardziej wymown¹ przes³ank¹, przemawiaj¹c¹ za obecnoœci¹ nunataka wklês³ego na Wy¿ynie Krakowsko-Czêstochowskiej, jest brak œladów mutonizacji ska³ek wierzchowinowych: w Górach Sokolich, w paœmie Kro-czyckim, w paœmie Niegowonicko-Smoleñskim i na P³askowy¿u Ojcowskim, przy jednoczesnej obecnoœci mutonów na Wy¿ynie Wieluñskiej oraz w rejonie Kusi¹t ko³o Olsztyna (Ró¿ycki, 1960). Œlady mutonizacji posiada tak¿e wiele wzgórz ska³kowych zlokalizowanych w prze-³omowym odcinku Wis³y pod Krakowem. Nie mo¿na wszak zak³adaæ, ¿e rozwój ostañców wierzchowinowych odnosi siê wy³¹cznie do neoplejstocenu.

Wiek i geneza ska³ek jurajskich by³y w literaturze ró¿-nie ujmowane – od paleogeñskich mogotów (Klimaszew-ski, 1958; Polichtówna, 1962; Pokorny, 1963), poprzez eoceñskie monadnoki (Felisiak, 1992), po plejstoceñskie ostañce denudacyjne genezy peryglacjalnej (Pawelec, 2008). Autor przychyla siê do pogl¹du, ¿e ostañce skaliste s¹ ró¿nowiekowe, w zale¿noœci od ich po³o¿enia – wierz-chowinowego lub dolinnego, a czas ich rozwoju nale¿y liczyæ milionami lat (Alexandrowicz, 2004). Najstarsze formy ska³kowe (wierzchowinowe) s¹ znacznie m³odsze od towarzysz¹cych im piasków formierskich – prawdopo-dobnie œrodkowomioceñskich (Lewandowski & Ciesielczuk, 1997) oraz m³odsze od finalnego (wczesnoplioceñskiego) etapu rozwoju podziemnych form krasowych, które wystê-puj¹ w obrêbie ska³ek (G³azek & Szynkiewicz, 1987; G³azek, 1989; Tyc, 2005). Rozwój ostañców skalistych rozpocz¹³ siê prawdopodobnie w pliocenie, kontynuowany by³ w eoplejstocenie, a ostateczna faza ich modelowania mia³a miejsce w plejstocenie glacjalnym. Topografia ska³ek wierzchowinowych ma charakter twardzielców denuda-cyjno-krasowych i jest efektem d³ugotrwa³ej denudacji selektywnej, sterowanej zmiennoœci¹ facjaln¹ budowli wêglanowych (D¿u³yñski, 1952; Matyszkiewicz, 2004) oraz strukturami tektonicznymi p³yty górnojurajskiej (D¿u³yñski, 1953). Plejstoceñskim procesom denudacyj-nym sprzyja³a obecnoœæ wieloletniej zmarzliny, która unie-ruchamia³a lub powa¿nie redukowa³a system odp³ywu podziemnego (krasowego). Jura Krakowsko-Czêstochow-ska uzyKrakowsko-Czêstochow-ska³a w plejstocenie glacjalnym mieszany – krasowo-fluwialny (fluviokarst) charakter rzeŸby (Lewandowski, 1993). Trudno jednak dopatrzyæ siê œladów mutonizacji ostañców skalistych, uwzglêdniaj¹c nawet ich póŸniejsze przeobra¿enia w warunkach wietrzenia mrozowego (pery-glacjalnego). Tempo denudacji chemicznej (Ró¿kowski, 2006) oraz mechanicznej (Pawelec, 1997) by³o zbyt ma³e (0,02–0,05 mm/rok), ¿eby w ci¹gu ostatnich 400 tysiêcy lat zatrzeæ charakterystyczny kszta³t barañców. Innymi s³owy ostañce wierzchowinowe nie by³y mutonizowane. Jedno-czeœnie trudno zak³adaæ, ¿eby denudacja wyprz¹tnê³a wszystkie (bez wyj¹tku) osady pozostawione przez l¹dolód.

Konsekwencj¹ istnienia „Jurajskiej Oazy Œródlodo-wej” jest obecnoœæ na Jurze Czêstochowskiej ogromnej ilo-œci piasków – pokrywy fluwioglacjalnej, resztkowo

zachowanej we wszystkich obni¿eniach, ale tak¿e na znacznych wysokoœciach, przekraczaj¹cych niekiedy 400 m n.p.m. (Ró¿ycki, 1972; Lewandowski, 1994). Czêœæ tych piasków ma genezê eoliczn¹, jednak pierwotnym Ÿród³em alimentacyjnym by³ topniej¹cy na obrze¿ach wy¿yny l¹dolód. Wiêkszoœæ dolinek jurajskich pe³ni³a w tym czasie rolê dróg odp³ywu proglacjalnego. Tak¹ funkcjê pe³ni³a miêdzy innymi prze³omowa dolina Bia³ej Przemszy. W jej obrêbie mi¹¿szoœæ piasków dochodzi do 60 m.

Istnienie nunataka dowodzi tak¿e ca³kowity brak g³azów narzutowych w obszarze pomiêdzy Olsztynem (na pó³nocy) a Krzeszowicami (na po³udniu). Mo¿na teore-tycznie zak³adaæ, ¿e zosta³y one ca³kowicie wyzbierane przez cz³owieka. W takim jednak wypadku nale¿a³o by ich oczekiwaæ w murach œredniowiecznych zamków. S¹ tam obecne (oprócz skorodowanych bloków wapieni skalistych – zbieranych w okolicy), liczne kwarcyty górnokredowe (regolitowe), jednak ska³ granitoidowych nie ma w ogóle. Eratyki znacznych rozmiarów (> 0,5 m œrednicy) by³y natomiast znajdowane na obrze¿ach wy¿yny – w rejonie Zawiercia i Kroczyc (Haisig & Wilanowski, 1983), a przede wszystkim w rowie krzeszowickim, zazwyczaj u podnó¿a progów tektonicznych (Zarêczny, 1956; Walczak, 1956; Rutkowski, 1989). Bardzo czêsto za g³azy eratyczne w obszarze Wy¿yny Krakowsko-Czêstochowskiej uznawane by³y bloki jasnoszarych piaskowców krzemionkowych. W rzeczywistoœci s¹ to silnie zsylifikowane piaski dolnej kredy (albu) i obecne na wy¿ynie jako regolit zniszczonej pokrywy kredowej, która zachowa³a siê jedynie w rowach tektonicznych (Wolbromia i Krzeszowic) oraz w studniach krasowych okolic Julianki oraz Krakowa. Istnieje opinia, ¿e w obszar wy¿yny dostawa³ siê jedynie czysty lód, pozbawiony materia³u eratycznego. Jeœli by tak by³o to era-tyków nie by³oby tak¿e w Karpatach i to na wysokoœci do 400 m n.p.m. (Dudziak, 1970). Wysokie po³o¿enie eraty-ków w Karpatach mo¿e byæ tak¿e efektem neotektoniki. Amplitudê dodatnich, plejstoceñskich ruchów neotekto-nicznych w Karpatach Zachodnich W. Zuchiewicz (1990) szacuje na kilkadziesi¹t, do ponad 150 metrów.

Osady glacigeniczne, które pozostawi³ po sobie l¹dolód sanu I w Polsce po³udniowej zachowa³y siê w strzêpach. Na ca³ym obszarze Wy¿yny Œl¹sko-Ma³opolskiej i na Pod-karpaciu s¹ to zazwyczaj resztki glin zwa³owych, nieliczne g³azy eratyczne (prawie ca³kowicie wyzbierane przez cz³owieka), a w dolinach – mu³y i i³y zastoiskowe oraz resztkowe ostañce wysokich powierzchni fluwioglacjal-nych (Lewandowski, 1987). W pó³nocnej czêœci Wy¿yny Czêstochowskiej œlady pobytu l¹dolodu znacz¹ czêsto ¿wi-rowiska krzemienne, traktowane jako „morena lokalna” (Nita, 2004). Nie zawsze pogl¹d ten jest prawdziwy, bowiem wspomniane krzemieniska na ogó³ zdradzaj¹ wystêpowanie w pod³o¿u formacji piasków formierskich, niezwykle bogatej w krzemienie (Lewandowski & Ciesiel-czuk, 1997).

Podczas deglacjacji równole¿nikowa dolina podkar-packa (póŸniejsza, prze³omowa dolina Wis³y – Brama Kra-kowska) pe³ni³a rolê odp³ywu marginalnego, odprowadza-j¹cego wody na wschód (Klimek, 1972). W jej strefie zgro-madzi³a siê bardzo mi¹¿sza seria osadów fluwialnych i flu-wioglacjalnych (lokalnie limnoglacjalnych). Jej strop w okolicach Krakowa siêga³ wysokoœci 250–260 m n.p.m. Wzgórza zbudowane z tych osadów, zachowane w strefie

po³udniowego stoku doliny Wis³y pod Krakowem, nie s¹ formami kemowymi (Tyczyñska, 1968), ale ostañcami erozyjnymi najwy¿ej po³o¿onego i najstarszego (plejstoceñ-skiego) poziomu akumulacji dolinnej (Lewandowski & Wójcik, 2009).

Zlodowacenie odry i m³odsze

L¹dolód zlodowacenia odry, transgreduj¹c tym razem z pó³nocnego wschodu lobem koniecpolskim (Ró¿ycki & Lamparski, 1967), dotar³ jedynie do okolic Olsztyna, Jano-wa i LeloJano-wa oraz wnikn¹³ w dolinê pra-Pilicy po okolice Szczekocin (Ró¿ycki, 1982a), pozostawiaj¹c w strefie marginalnej nieliczne moreny czo³owe, nasady sandrów i resztki glin zwa³owych. L¹dolód wnikn¹³ jednoczeœnie od pó³nocnego-zachodu g³êbokimi lobem w dolinê Warty, a¿ po okolice Poraja (Lewandowski, 1987) (ryc. 1). W wymie-nionych dolinach epizod ten rejestruj¹ limnoglacjalne osa-dy jeziorzysk zaporowych, na których gdzieniegdzie zachowa³ siê cienki poziom glin zwa³owych, a na zewn¹trz od linii maksymalnego zasiêgu – resztkowe ostañce pozio-mu fluwioglacjalnego (Ró¿ycki, 1982a; Lewandowski, 1987). Skomplikowany uk³ad strumieni lodowych, wkra-czaj¹cych w obrêb Wy¿yny Wieluñskiej i pó³nocnej czêœci Wy¿yny Czêstochowskiej, zrekonstruowany zosta³ w opar-ciu o rozrzut materia³u lokalnego w morenach czo³owych (Ró¿ycki & Lamparski 1967; Lewandowski, 1987). Pó³nocna czêœæ Wy¿yny Czêstochowskiej zosta³a w owym czasie zasypana utworami piaszczysto-¿wirowymi do wysokoœci oko³o 350–320 m n.p.m (Lewandowski, 1994).

Nastêpne zlodowacenia – warty i wis³y – pozostawi³y na Wy¿ynie Czêstochowskiej piêtno intensywnych proce-sów peryglacjalnych. Manifestuj¹ siê one obecnoœci¹ kolu-wialno-deluwialnych pokryw piaszczysto-gruzowych (Kobo-jek, 1990; Lewandowski, 1994) i eolicznych (Szczypek, 1986). W centralnych obszarach wy¿yny wystêpuj¹ one do wysokoœci 380–400 m n.p.m, a ich mi¹¿szoœæ w dolinach dochodzi do 30 metrów (Heliasz i in., 1994). W strefach stromych stoków, szczególnie u podnó¿a kuesty górnoju-rajskiej, wystêpuj¹ liczne i rozleg³e osuwiska, których uru-chomieniu sprzyja³a obecnoœæ permafrostu (Michalska & Stupnicka, 1982). W po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru

dominuj¹ pokrywy lessowe wieku vistuliañskiego

(Madeyska, 1982) i lokalnie (w obszarze „lelowskiej wyspy lessowej”) odwapnione lessy zlodowacenia warty z interglacjaln¹ gleb¹ w stropie (Haisig & Wilanowski, 1983). Najwiêksze rozprzestrzenienie i najwiêksze mi¹¿szoœci pokrywy piaszczyste osi¹gaj¹ w obrze¿aj¹cych dolinach. S¹ to ogromne sto¿ki nap³ywowe, nawi¹zuj¹ce do wyso-kich tarasów rzecznych górnej Warty, górnej Bia³ej Prze-mszy i górnej Pilicy (Lewandowski & Zieliñski, 1990; Lewandowski, 1994).

Podsumowanie

Zebrane fakty dotycz¹ce plejstocenu Wy¿yny Krakow-sko-Czêstochowskiej dowodz¹, ¿e przewa¿aj¹cy jej obszar, wznosz¹cy siê powy¿ej 400 m n.p.m., nie by³ nigdy pokry-ty l¹dolodem i stanowi³ podczas zlodowacenia sanu I „Jurajsk¹ Oazê Œródlodow¹” (Ró¿ycki, 1960). Koronnym argumentem potwierdzaj¹cym tê teoriê jest brak g³azów eratycznych oraz brak œladów mutonizacji ska³ek

juraj-skich. Teoria „nunataka wklês³ego” znajduje swoje uza-sadnienie tak¿e w rekonstrukcji dynamiki ruchu l¹dolodu i kierunkach jego transgresji, uwzglêdniaj¹cej zró¿nico-wan¹ morfologiê regionu oraz wykszta³cenie pokrywy plejstoceñskiej na Wy¿ynie Œl¹sko-Krakowskiej. Rozk³ad kierunków ruchu l¹dolodu podyktowany by³ tam obecno-œci¹ g³êbokich, subsekwentnych dolin rzecznych. Wyod-rêbnianie siê strumieni lodowych spowodowa³o, ¿e wynie-siony próg górnojurajski zosta³ op³yniêty od wschodu, zachodu i po³udnia. Obszar wy¿yny, po³o¿ony oko³o 150– 200 m wy¿ej od otaczaj¹cych go dolin, znalaz³ siê w strefie ujemnego bilansu mas lodowych i w konsekwencji central-na czêœæ Jury Krakowsko-Czêstochowskiej (miêdzy Olsz-tynem a Krzeszowicami) nie zosta³a pokryta lodem lub w jej obrêb wnika³y jedynie lokalne jêzory lodowcowe. Ta sytuacja paleogeograficzna, w odniesieniu do oaz antark-tycznych, jest doskona³ym przyk³adem zasady aktualizmu geologicznego.

Literatura

ALEXANDROWICZ S.W. & ALEXANDROWICZ Z. 2004 – Ewolu-cja rzeŸby i œrodowiska P³askowy¿u Ojcowskiego. W: J. Partyka (red.) Zró¿nicowanie i przemiany œrodowiska przyrodniczo-kulturowego Wy¿yny Krakowsko-Czêstochowskiej. T. 1, Przyroda, Ojców: 47–54. DUDZIAK J. 1970 – Studia nad kierunkami transgresji l¹dolodu plej-stoceñskiego. Prace Geol. Komis. Nauk Geol. PAN, 66: 1–85. D¯U£YÑSKI S. 1952 – Powstanie wapieni skalistych jury krakow-skiej. Roczn. Pol. Tow. Geol., 21: 125–181.

D¯U£YÑSKI S. 1953 – Tektonika po³udniowej czêœci Wy¿yny Kra-kowskiej. Acta Geol. Pol., 3, 3: 325–440.

FELISIAK I. 1992 – Osady krasowe oligocenu i wczesnego miocenu oraz ich znaczenie dla poznania rozwoju tektoniki i rzeŸby okolic Kra-kowa. Ann. Soc. Geol. Pol., 62: 173–207.

G£AZEK J. 1989 – Paleokarst of Poland. W: P. Bosak et all., Paleo-karst. A Systematic and Regional Review. Eds. Elsevier-Academia: 77 –105.

G£AZEK J. & SZYNKIEWICZ A. 1987 – Stratygrafia m³odotrzecio-rzêdowych i staroczwartom³odotrzecio-rzêdowych osadów krasowych oraz ich zna-czenie paleogeograficzne. [W]: A Jahn, S. Dyjor (red.) Problemy m³odszegoneogenu i eoplejstocenu w Polsce. Ossolineum, Wroc³aw: 113–130.

HAISIG J. & WILANOWSKI S. 1983 – Szczegó³owa Mapa Geolo-giczna Polski, 1 : 50 000, ark. Prad³a, Wyd. Geol., Warszawa. HELIASZ Z. LEWANDOWSKI J. & LISZKOWSKI J. 1994 – Szcze-gó³owa Mapa Geologiczna Polski, 1 : 50 000, ark. ¯arki, Wyd. Geol., Warszawa.

JANIA J. 1993 – Glacjologia. PWN, Warszawa, 359 s.

KLIMASZEWSKI M. 1958 – Nowe pogl¹dy na rozwój rzeŸby kraso-wej. Przegl¹d Geograficzny, 30: 421–438.

KLIMEK 1972 – Kotlina Raciborsko-Oœwiecimska. [W]: M. Klima-szewski (red.) Geomorfologia Polski, 1: 116–134, PWN, Warszawa. KOBOJEK S. 1990 – Elementy peryglacjalne w budowie geologicznej i rzeŸbie pó³nocnej czêœci Wy¿yny Czêstochowskiej. Acta Geograph. Lodz., 60: 1–115.

KOTLICKA G.N. 1969 – Uwagi o paleogeografii dolnego odcinka pra-doliny Przemszy. Biul. Inst. Geol., 220: 325–345.

LEWANDOWSKI J. 1987 – Zlodowacenie Odry na Wy¿ynie Œl¹skiej. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 31: 247–312.

LEWANDOWSKI J. 1988 – Charakter i dynamika ruchu l¹dolodu w œwietle obserwacji wspó³czesnych zjawisk glacjalnych i badañ nad l¹dolodami plejstocenu. Prace Nauk. Uniw. Œl., Geologia, 9: 7–24. LEWANDOWSKI J. 1993 – RzeŸba podczwartorzêdowa regionu œl¹sko-krakowskiego i jej ewolucja morfogenetyczna. Folia Quatern., 64: 101–121.

LEWANDOWSKI J. 1994 – Pokrywy fluwioperyglacjalne Wy¿yny Czêstochowskiej. Prz. Geol., 12: 1009–1013.

LEWANDOWSKI J. 1996 – G³ówne czynniki neogeñskiej i czwarto-rzêdowej ewolucji morfogenetycznej regionu œl¹sko-krakowskiego. Acta Geogr. Lodz., 71: 131–148.

LEWANDOWSKI J. 2009 – Cenozoic development of the Czêstocho-wa Upland – disputable problems. [W]: K Stefaniak, A. Tyc, P. Socha

Studies of the Faculty of Earth Sciences University of Silesia, nr 56: 57–66.

LEWANDOWSKI J. & ZIELIÑSKI T. 1990 – Wiek i geneza osadów kopalnej doliny Bia³ej Przemszy (Wy¿yna Œl¹ska). Biul. Pañstw. Inst. Geol., 364: 97–126.

LEWANDOWSKI J. & CIESIELCZUK J. 1997 – Przyczynek do poznania regolitów krasowych Wy¿yny Œl¹skiej. Prace Nauk. Uniw. Œl., Geologia, 14: 139–152.

LEWANDOWSKI J. & WÓJCIK A. 2009 – Szczegó³owa mapa geolo-giczna Polski, 1 : 25 000, ark. Niepo³omice, wraz z objaœnieniami. PIG, Warszawa.

LISZKOWSKI J. 1976 – W sprawie lodowcowego pochodzenia mate-ria³u trzeciorzêdowego z centralnych rejonów Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 8: 463–468.

LINDNER L. 2001 – Problem wieku i zasiêgu l¹dolodów skandynaw-skich u brzegu polskandynaw-skich Karpat. Prz. Geol., 49 (9): 819–821. £OZIÑSKI W. 1912 – Beiträge zur Oberflächengeologie des Krakauer Gebietes. Jb. Geol. Anst., 62: 71–86.

MADEYSKA T. 1982 – Charakterystyka lessów miêdzy Zawadk¹ i Siedliskami ko³o Szczekocin. Biul. Geol. U.W., 26: 75–87.

MATYSZKIEWICZ J. 2004 – Ska³y Rzêdkowickie – przyk³ad polige-nicznej genezy ostañców na Wy¿ynie Krakowsko-Czêstochowskiej. [W:] W. Partyka, A. Tyc. (red.) Od Z³otego Potoku do Ojcowa. wyd. Ojcow: 67–69.

MICHALSKA Z. & STUPNICKA E. 1982 – Strefa osuwiskowa na Górze W³odowskiej (Jura Polska). Biul. Geol. U.W.. 26: 173–189. MOJSKI J.E. 2005 – Ziemie polskie w czwartorzêdzie. PIG, Warsza-wa, 404 s.

NITA J. 2004 – Walory krajobrazowe form skalnych na Wy¿ynie Czê-stochowskiej. [W:] J. Partyka (red.) Zró¿nicowanie i przemiany œrodo-wiska przyrodniczo-kulturowego Wy¿yny

Krakowsko-Czêstochowskiej. T. 1, Przyroda, Ojców: 55–60.

PAWELEC H. 1997 – Przejawy procesów peryglacjalnych w rzeŸbie P³askowy¿u Ojcowskiego. Prz. Geol., 45: 313–316.

PAWELEC H. 2008 – Geneza ska³ek wierzchowinowych P³askowy¿u Ojcowskiego na podstawie badañ osadów stokowych. Geologos, 14: 163–176.

POKORNY J. 1963 – The development of mogotes in the southern part of the Cracow Upland. Bulletin Pol. Acad. Pol. Sc., Ser. Geol. et Geogr., 11: 169–175.

POLICHTÓWNA J. 1962 – Ostañce Wy¿yny Krakowsko-Czêstochow-skiej, ich geneza i znaczenie w krajobrazie. Ochrona przyrody, 28: 255–284.

am in the Wielkopolska Lowland, western Poland. Boreas, 37: 286–296.

RÓ¯KOWSKI J. 2006 – Wody podziemne utworów wêglanowych po³udniowej czêœci Jury Krakowsko-Czêstochowskiej i problemy ich ochrony. Prace Nauk. Uniw. Œl., 2430, Katowice, 263 s.

RÓ¯YCKI S.Z. 1960 – Czwartorzêd regionu Jury Czêstochowskiej i s¹siaduj¹cych z ni¹ obszarów. Prz. Geol., 8: 421–429.

RÓ¯YCKI S.Z. 1972 – Plejstocen Polski œrodkowej na tle przesz³oœci w górnym trzeciorzêdzie. PWN, Warszawa, 316 s.

RÓ¯YCKI S.Z. 1982a – Czwartorzêd okolic Lelowa. Biul. Geol. U.W., 26: 49–61.

RÓ¯YCKI S.Z. 1982b – Zaburzenia glacitektoniczne w rejonie Julian-ki. Biul. Geol. U.W., 26: 162–171.

RÓ¯YCKI S.Z. & LAMPARSKI Z. 1967 – Kierunki ruchu lodu w cza-sie transgresji zlodowacenia œrodkowopolskiego w pó³nocnej czêœci Jury Polskiej. Acta Geol. Pol., 17 (3): 369–390.

RUTKOWSKI J. 1989 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1 : 50 000, ark. Kraków, wraz z objaœnieniami. PIG, Warszawa.

RUTKOWSKI J., ZUCHIEWICZ W., BLUSZCZ A. & HELIOS-RYBICKA E. 1998 – Lithology of glacial sediments of Sanian-2 (Elsterian-2) stage in Tenczynek Basin, Kraków Region, southern Poland. Ann. Soc. Geol. Pol., 68: 247–265.

SEMIL J. 1982 – Plejstoceñska akumulacja w dolinie Ksztyni ko³o Pra-de³ (Jura Polska). Biul. Geol. U.W., 26: 63–73.

SZCZYPEK T. 1986 – Procesy wydmotwórcze w œrodkowej czêœci Wy¿yny Krakowsko-Wieluñskiej na tle obszarów przyleg³ych. Prace Nauk. U.Œ., 823, 183 s.

TYC A. 2005 – Relikty krasu podziemnego we wspó³czesnej morfologii ostañców Wy¿yny Krakowsko-Czêstochowskiej. Materia³y Konferencji VII Zjazdu Geomorfologów Polskich. wyd. Kraków: 481–486. TYCZYÑSKA M. 1968 – RzeŸba i budowa geologiczna terytorium miasta Krakowa. Folia Geogr. Ser. Geogr. Phys., 5: 9–31.

WALCZAK W. 1956 – Utwory czwartorzêdowe i morfologia po³udnio-wej czêœci Jury Krakowskiej w dorzeczu Bêdkówki i Kobylanki. Biul. Inst. Geol., 100 (7): 420–453.

ZARÊCZNY S. 1894 – Atlas Geologiczny Galicji w skali 1 : 75 000, arkusze: Chrzanów – Krzeszowice i Kraków.

ZARÊCZNY S. 1956 – Mapa geologiczna okolic Krakowa i Chrzano-wa. Wyd. Geol., Warszawa, 290 s.

ZUCHIEWICZ W. 1990 – Morphological development od the Beskid Niski Mts. and Quaternary paleogeography of the Polish Flysch Carpa-thians. Kwart. Geol., 33: 541–560.

Praca wp³ynê³a do redakcji 18.11.2010 r. Po recenzji akceptowano do druku 21.03.2011 r.