Litostratygrafia plejstoceñskiego tarasu wysokiego doliny £agowicy w rejonie
Mas³owca (SE czêœæ Gór Œwiêtokrzyskich)
Ma³gorzata Ludwikowska-Kêdzia*, Ma³gorzata Wiatrak*, Ireneusz Olszak**,
Andrzej Bluszcz***
Lithostratigraphy of the Pleistocene high meadow terrace of the £agowica Valley near Mas³owiec (SE part of the Holy Cross Mountains). Prz. Geol., 54:
953–962.
S u m m a r y. The lithostratigraphy of the Pleistocene high meadow terrace deposits in the £agowica Valley near Mas³owiec, southeastern part of the Holy Cross Mountains, central Poland, is presented against the background of geological features and relief of the val-ley in the £agów–Ruda segment. The lithostratigraphic divisions for the Holy Cross Mountains assume Mid-dle-Polish Glaciation age for high terraces in valleys. Hypsometry of terraces often served to estimate their age. Detailed sedimentological analysis of deposits forming the terrace of the £agowica Valley near Mas³owiec (textural and struc-tural features, TL and OSL datings) have indicatived a complex fluvial-deluvial origin of the deposits and their Plenivistulian, not Mid-dle Polish Glaciation age. The actual aggradation of the valley bottom has been partly masked by slope processes, which due to local lithostructural conditions, significantly participated in the £agowica Valley bed aggradation. This problem is well-known in other upland regions of Poland and has been only briefly noted in the Holy Cross Mountains. The research methods and results can be useful in establishing the origins of deposits building meadow terraces, also then when only borecore material is available. The methods can also faciltate stratigraphic interpretation of deposits dated with TL and OSL methods
Key words: lithostratygraphy, river terraces, Pleistocene, Holy Cross Mountains
Walczowski (1962), przyjmuj¹c za Czarnockim (1931) za³o¿enia paleogeograficzne plejstocenu Gór Œwiêtokrzy-skich, wyró¿ni³ w dolinie £agowicy piêæ poziomów taraso-wych. Trzy z nich s¹ kopalne: preglacjalny, pochodz¹cy z najstarszego zlodowacenia (Narwi?) oraz ze zlodowacenia po³udniowopolskiego (Nidy?). Natomiast dwa kolejne s¹ widoczne na powierzchni, tj: poziom œrodkowopolski, o wysokoœci wzglêdnej 8–10 m nad poziom rzeki, rozciêty w okresie interglacja³u eemskiego, w pokrywie piaszczy-sto-¿wirowo-mu³kowej, pochodz¹cej z czasu transgresji l¹dolodu i jego postoju (!) oraz poziom ba³tycki, ni¿szy od œrodkowopolskiego o ok. 6–7 m, zbudowany z osadów flu-wialnych, utworzony w okresie postglacjalnym.
Obecne ustalenia paleogeograficzne plejstocenu dla regionu œwiêtokrzyskiego (Lindner, 2004), czy strefy wy¿ynnej kraju (Lindner, 2005) jednoznacznie lokalizuj¹ zasiêgi l¹dolodów œrodkowopolskich poza SE czêœci¹ Gór Œwiêtokrzyskich. Pogl¹dy Walczowskiego (1962, 1968) by³y w tej kwestii ju¿ w latach 70. dyskusyjne (£yczewska, 1971). W dolinie £agowicy jest wydzielany poziom zasy-pania œrodkowopolskiego (Janiec i in., 1992), zgodnie z obowi¹zuj¹cym w regionie œwiêtokrzyskim schematem wyró¿niania w dolinach rzecznych dwóch ró¿nowiekowych plejstoceñskich tarasów nadzalewowych: wysokiego, œrod-kowopolskiego i ni¿szego, vistulskiego.
Pogl¹dy na temat genezy osadów i warunków tworze-nia siê tarasu wysokiego s¹ ró¿ne. Najczêœciej jest on uzna-wany za efekt akumulacji rzek w warunkach peryglacjalnych zlodowaceñ œrodkowopolskich, wymu-szonej zatamowaniem odp³ywu Wis³y, która stanowi³a bazê erozyjn¹ dla rzek œwiêtokrzyskich (Ró¿ycki, 1972a;
£yczewska, 1971; Lindner, 1984). Przyjmuje siê tak¿e, ¿e poziom zasypania vistulskiego nie przekroczy³ ram zasy-pania œrodkowopolskiego (£yczewska, 1971, Lindner, 1984). Opisywane tarasy wysokie s¹ wiêc zasadniczo tara-sami w³o¿onymi, akumulacyjnymi i erozyjno-akumulacyj-nymi, zbudowanymi z osadów fluwioglacjalnych, fluwioperyglacjalnych (Ró¿ycki, 1972a; Lindner, 1984; Janiec i in., 1992) i fluwialnych (Filonowicz, 1980). Wyda-je siê Wyda-jednak, ¿e wyniki najnowszych badañ z zakresu histo-rii rozwoju Wis³y w plejstocenie w strefie jej ma³opolskiego prze³omu przez wy¿yny, czy w rejonie Kotliny Sandomierskiej (Po¿aryski i in., 1994a, 1994b, 1999; Starkel, 2001, Gêbica, 2004), czyni¹ znów aktual-nym zagadnienie litostratygrafii osadów dolinnych Gór Œwiêtokrzyskich.
Obok aspektu litostratygraficznego, wynikaj¹cego z przyjêtych za³o¿eñ paleogeograficznych, wa¿nym zagad-nieniem pozostaje powszechnoœæ stosowania kryterium morfologicznego (i hipsometrycznego) w wydzielaniu i przyporz¹dkowaniu wieku tarasom rzecznym w regionie. Potrzebê zachowania du¿ej ostro¿noœci w klasyfikowaniu tarasów rzecznych na podstawie powy¿szych kryteriów, jako jedna z pierwszych podkreœla³a Klatkowa (1955). Pisz¹c o znacznym udziale procesów denudacyjnych w przeobra¿aniu powierzchni tarasowych w dolinie Kamien-nej pod W¹chockiem, wskazywa³a na mo¿liwoœæ fa³szo-wania rzeczywistego zapisu agradacji, b¹dŸ erozji w dnach dolin. Jest to problem dobrze rozpoznany w innych wy¿yn-nych regionach Polski (m.in. Turkowska, 1988; Superson, 1996) oraz w dolinie Wis³y, w jej odcinku prze³omowym przez wy¿yny (Po¿aryski i in., 1999; Reder, 2004), w Górach Œwiêtokrzyskich natomiast, sygnalizowany w doli-nach rzek centralnej i po³udniowo-wschodniej czêœci gór, tj. Lubrzanki (Kowalski, 2002), Belnianki i £agowicy (Ludwi-kowska-Kêdzia i in., 2004; Ludwi(Ludwi-kowska-Kêdzia, 2005).
Nie bez znaczenia dla przebiegu i zapisu plejstoceñskie-go etapu funkcjonowania procesów rzecznych w Górach Œwiêtokrzyskich, pozostaj¹ lokalne (regionalne) uwarun-kowania litologiczne i morfostrukturalne (Ró¿ycki, 1972b; Klatka, 1976).
*Instytut Geografii, Akademia Œwiêtokrzyska,
ul. Œwiêtokrzyska 15, 25-435 Kielce; mlud@pu.kielce.pl; mwiatrak@pu.kielce.pl
**Instytut Geografii, Pomorska Akademia Pedagogiczna, ul. Arciszewskiego 22, 72-200 S³upsk; i.olszak@poczta.fm
***Instytut Fizyki, Politechnika Œl¹ska, ul. Krzywoustego 2, 44-101 Gliwice; andrzej@bluszcz.com M. Ludwikowska -Kêdzia A. Bluszcz I. Olszak M. Wiatrak
Zasadniczym celem opracowania jest ustalenie litostra-tygrafii osadów plejstoceñskiego, wysokiego tarasu nadza-lewowego w dolinie £agowicy, w rejonie Mas³owca (SE czêœæ Gór Œwiêtokrzyskich), na tle budowy geologicznej i cech rzeŸby doliny na odcinku od £agowa po Rudê (ryc. 1). W badaniach zastosowano mo¿liwie najszerszy zespó³ metod sedymentologicznych i geochronologicznych (ryc. 6).
Ods³oniêcie w Mas³owcu jest zlokalizowane w nieczynnej piaskowni i ukazuje budowê wewnêtrzn¹ tarasu œrodkowo-polskiego (wg Walczowskiego, 1962, 1964, 1968). Janiec i in. (1992) nie wydzielaj¹ w tym miejscu utworów plejstocenu dolinnego, prawdopodobnie ze wzglêdu na skalê mapy. Nie-mniej, hipsometrycznie osady te nale¿¹ do wysokiego zasypania dna doliny £agowicy na odcinku od £agowa po Rudê. Wstêpne wyniki badañ tego stanowiska by³y prezentowane w trakcie sesji terenowej III. Spotkañ Geolo-giczno-Geomorfologicznych w Jod³owym Dworze, w maju 2004 r. (Ludwikowska-Kêdzia i in., 2004; Grzybowski, 2005).
Zarys budowy geologicznej i cechy rzeŸby doliny £agowicy
w rejonie badañ Dolina £agowicy w rejonie badañ przecina jednostki tekto-niczne ró¿nej rangi, tworz¹ce wschodni¹ czêœæ regionu kieleckiego Gór Œwiêtokrzyskich (ryc. 2A). Na profil stratygraficzny pod³o¿a czwartorzêdu (Romanek & Z³onkiewicz, 1992) sk³adaj¹ siê utwory kam-bru dolnego i dewonu (ryc. 2B). Litologicznie, wœród osa-dów staropaleozoicznych dominuj¹ ska³y klastyczne, a wœród m³odopaleozoicznych zaznacza siê przewaga ska³ wêglanowych (ryc. 2B). W pod³o¿u paleozoicznym doliny £agowicy miêdzy £agowem a
Rud¹, £agowica rozcina
po³udniowe skrzyd³o synkliny £agowa (ryc. 2B). Ska³y dewonu zapadaj¹ na tym obszarze ku NNE, a £agowica p³ynie skoœnie (od £agowa po Mas³owiec) lub równolegle (od Mas³owca po ujœ-cie Wszachówki) do ich biegu. Dlatego lewe zbocze nawi¹zuje do kierunku rozci¹g³oœci warstw, a prawe ma nachylenie prawie zgodne z ich upadem. W zwi¹zku z tym w przekroju poprzecznym doliny rysuje siê asymetrycznoœæ strukturalna (ryc. 3). Na opisywa-nym odcinku przebieg doliny £agowicy jest predysponowany uskokiem.
Stanowisko w Mas³owcu jest po³o¿one we fragmencie doliny £agowicy o cechach jaru, gdzie w¹skie dno o szerokoœci 90–150 m, ograniczaj¹ strome, asymetrycz-ne zbocza, na krótkich odcinkach skalne. Powstanie doliny na tym odcinku jest efektem procesów krasowych dzia³aj¹cych w wapie-niach i dolomitach dewonu œrod-kowego (Walczowski, 1962, 1964, 1968, £yczewska, 1971). Poni¿ej Nowego Stawu, od ujœcia Wszachówki, dno doliny rozsze-rza siê w granicach 200–800 m, a
WARSZAWA 20°
50°
obszar doliny £agowicy objêty badaniami z lokalizacj¹ stanowiska Mas³owiec
investigated area of the £agowica Valley with location the Mas³owiec site
0 10 20km
linie grzbietowe
ridges lines
rekonstrukcja linii grzbietowych
reconstruction of ridges lines
– pasmo – range – wzgórza – hills – grzbiet – ridge – dolina – valley
Ryc. 1. Po³o¿enie obszaru badañ na tle jednostek orograficznych Gór Œwiêtokrzyskich (wraz z
Przedgórzem) wg Wróblewskiego (1977)
Fig. 1. Location of the study area against the background of orographic units of the Holy Cross
Mountains (with their Foreland) after Wróblewski (1977)
a b 1 2 3 4 5 a b c osie synklin syncline axes osie antyklin anticline axes
uskoki stwierdzone (a) i przypuszczalne (b)
established faults (a) and supposed faults (b)
nasuniêcie
overthurst
bieg warstw, upad: do 45 (a), do 80 (b), powy¿ej 80 (c)° ° °
runs and dips of layers: to 45 (a), to 80 (b), above 80 (c)° ° °
A B 1 –antyklina bronkowicko-wydryszowska Bronkowice-Wydryszów anticline 2 –synklina bodzentyñska Bodzentyn syncline 3 –antyklina ³ysogórska £ysogóry anticline 4 –synklinorium kielecko-³agowskie Kielce-£agów synclinorium 5 –antyklinorium chêciñsko-klimontowskie Chêciny-Klimontów anticlinorium 0 500m obszar badañ study area £agów Kielce £agowica D2 D2 D2 D2 D2 D1 C1 C1 D3 D3 D3 D 3 D2 D1 D1 D3 D2 Cm1 D1 D1 D2 Tr Cm1 D2 D3 P D2 D3 D3 D3 D2 Tr D3 Cm2 Cm1 D2 D1 Tr D3 D3 Cm2 D2 D2 D3 Cm1 C1 Cm1 s£ aW£ sB aG sP dœ d³ stanowisko Mas³owiec
the Mas³owiec site
Ryc. 2. Po³o¿enie obszaru badañ na tle jednostek tektonicznych Gór Œwiêtokrzyskich (wg
Czar-nockiego, 1919, 1957); A) szkic tektoniczny (na podstawie mapy geologicznej Romanek & Z³onkiewicz, 1992; Walczowski, 1968; Kowalczewski, 1966); B) fP — fa³d P³ucek, sP — syn-klina Piotrowa, sD — synsyn-klina Duraczowa, s£ — synsyn-klina £agowa, sB — synsyn-klina Bielowej, aW£ — antyklina Woli £agowskiej, aG — antyklina Gwiazdowej, dœ — dyslokacja œwiêtokrzyska, d³ — dyslokacja ³ysogórska
Fig. 2. Location of the study area against the background of tectonic units of the Holy Cross
Mounta-ins (after Czarnocki, 1919, 1957); A) tectonic sketch of the study area (on the ground of geological map Romanek & Z³onkiewicz, 1992; Walczowski, 1968; Kowalczewski, 1966); B) fP — P³ucki fold, sP — Piotrów syncline, s£ — £agów syncline, sD — Duraczów syncline, sB — Bielowa syncline, aW£ — Wola £agowska anticline, aG — Gwiazdowa anticline, dœ — Holy Cross dislo-cation, d³ — £ysogóry dislocation
dolina przybiera cechy p³askodennej (ryc. 4). W dnie doliny £agowicy poziom tarasu nadzalewowe-go, œrodkowopol-skiego, lokalizuje siê w przedziale wysoko-œci 275–285 m n.p.m., tj. 8–10 m n.p.t. (ryc. 4, 5). Wystêpuje on frag-mentarycznie w rejo-nie m.in. Mas³owca (Walczowski, 1962, 1964, 1968) oraz na lewym zboczu doli-ny, od Nowego
Sta-wu po Duraczów
(Walczowski, 1962, 1964, 1968; Janiec i in., 1992). Z kolei poziom vistulski, jest
dwustopniowy i wystêpuje w prze-dziale wysokoœci 270 — 275 m n.p.m. i 265 — 270 m. n.p.m. (tj. 2–5 m n.p.t.). S³abo zachowane listwy tarasowe pierwszego z nich s¹ widoczne g³ównie na prawym zboczu doliny (Nowy Staw–Ruda), drugi poziom natomiast, ni¿szy, wystêpuje w dolinie w rejonie Duraczowa oraz Rudy (Wal-czowski, 1962, 1968; Janiec i in., 1992) — (ryc. 4, 5).
Wszystkie wyró¿nione poziomy tarasowe maj¹ podobn¹ budowê geologiczn¹. S¹ zbudowane z piasków, z dominacj¹ drobno- i œrednioziarnistych, o przewadze war-stwowañ ma³oskalowych, poziomych oraz skoœnych. Wyj¹tkiem jest rejon Mas³owca oraz poziom tarasu rzecz-nego (œrodkowopolskiego) na lewym zboczu doliny £ago-wicy, od Nowego Stawu po Duraczów, który w wielu miejscach jest nadbudowany deluwialnymi, bezstruktural-nymi piaskami ze ¿wirami. Ten deluwialny materia³ pocho-dzi wed³ug Walczowskiego (1962) z okresu recesji zlodowacenia œrodkowopolskiego i zosta³ najprawdopo-dobniej grawitacyjnie przemieszczony ze strefy sp³aszcze-nia podstokowego, znajduj¹cego siê powy¿ej wysokoœci 290–295 (300) m n.p.m. Nie przeprowadzono szcze-gó³owych datowañ osadów tego œrodkowopolskiego poziomu tarasowego nie tylko ze wzglêdu na mi¹¿sze delu-wia, ale tak¿e ze wzglêdu na œlady intensywnej dzia³alno-œci cz³owieka z okresu wczesnego œredniowiecza (Hadamik, 2004). Niemniej ustalony wstêpnie wiek osa-dów opisywanych poziomów tarasowych, metod¹ TL, mieœci siê w przedziale dat 61–14 ka BP (plenivistul) — (ryc. 4). Tak wiêc, uwzglêdniaj¹c budowê tarasów, ich morfometriê oraz termoluminescencyjny wiek osadów, wyró¿nianie ró¿nowiekowych tarasów plejstoceñskich w analizowanym fragmencie doliny £agowicy mo¿e budziæ w¹tpliwoœci. Wydaje siê, ¿e nale¿y rozwa¿aæ istnienie w dolinie na analizowanym odcinku, systemu erozyjno-aku-mulacyjnych tarasów vistulskich.
Uziarnienie i cechy strukturalne osadów tarasu wysokiego doliny £agowicy
W profilu osadów tarasu wysokiego doliny £agowicy w rejonie Mas³owca, bior¹c pod uwagê cechy ich uziarnie-nia, okreœlone standardowymi wskaŸnikami uziarnienia
wg Folka i Warda (1957), struktury sedymentacyjne, cechy litofacjalne oraz pomiary azymutów kierunku nachylenia lamin i warstw, wyró¿niono cztery serie: A, B, C (C1, C2) i
D (ryc. 6).
— seria A, na g³êbokoœci 8,70–6,10 m p.p.t., jest repre-zentowana przez jasno¿ó³te piaski œrednioziarniste (Mz=
1,27–1,58M), dobrze i œrednio wysortowane (*1 =
0,48–0,58), o niskich wartoœciach skoœnoœci (Sk1=
–0,02–0,06), które wskazuj¹ na tendencje do stabilizowa-nia siê warunków energetycznych œrodowiska fluwialnego £agowicy (Racinowski & Szczypek, 1969). Piaski te cha-rakteryzuje naprzemienne warstwowanie poziome (Sh) oraz skoœne: przek¹tne warstwowanie tabularne (Sp). W piaskach tej serii wystêpuj¹ sporadycznie „pakiety gruzowo-ilaste” piaskowców kwarcytowych. Fragmenty piaskowców, silnie zwietrza³e, zespala materia³ ilasty o barwie szarobr¹zowej do br¹zowej, miejscami rdzawej i wiœniowej. W strefie wystêpowania „pakietów” piaskowców kwarcytowych struktura piasków jest masywna (Sm), typowa dla gwa³townej depozycji materia³u lub gwa³townego up³ynnienia osadu (Lowe, 1976). Piaski serii A nie zawieraj¹ wêglanów ani wêgla organicznego. Sp¹g opisywanej serii stano-wi¹ du¿e fragmenty piaskowców kwarcytowych, dobrze widoczne w innych miejscach ods³oniêcia. Wyró¿nione zespo³y litofacji definiuj¹ niskoenergetyczne œrodowisko fluwialne, w którym dochodzi³o do rozleg³ych, z czasem, wskutek agradacji, coraz p³ytszych przep³ywów na równi zalewo-wej. Depozycja osadów polega³a raczej na stosunkowo szybkim zrzuceniu materia³u transportowanego w systemie koryta roztokowego i póŸniejszym, ju¿ spokojnym, dal-szym transporcie. Warstwy piasków masywnych z zatopio-nymi w nich zwietrza³ymi „gruzowo-ilastymi pakietami” piaskowców kwarcytowych, mog¹ natomiast œwiadczyæ o istnieniu wieloletniej zmarzliny w dnie doliny oraz ter-micznej erozji bocznej rzek (Mycielska-Dowgia³³o, 1998). Przypuszczalnie, wskutek termicznego oddzia³ywania wód rzecznych dochodzi³o do up³ynniania i niszczenia pierwot-nej struktury osadu natomiast, erozja termiczna stref przy-zboczowych doprowadza³a do sporadycznej dostawy w dno doliny gruboziarnistego materia³u zwietrzelinowego. Na fluwialny oœrodek akumulacji opisywanej serii piasz-czystej wskazuj¹ tak¿e pomiary azymutów kierunków nachylenia warstw i lamin (ryc. 6).
— seria B, (6,10–4,10 m p.p.t.), sk³ada siê z wielu ró¿-nej gruboœci lamin, piasków pylastych (Mz= 2,71–3,77M),
mu³ków i mu³ków piaszczystych (Mz= 4,08–7,03M),
bar-dzo s³abo wysortowanych (*1= 1,2–2,19) przedzielonych
warstwami piasków œrednioziarnistych (Mz= 0,98–2,13M),
o wysortowaniu nieco lepszym, od œredniego po z³e (*1=
0,6–1,41) — (ryc. 6). Wartoœci skoœnoœci nieznacznie wahaj¹ siê g³ównie w obrêbie wartoœci dodatnich, co wska-zywa³oby na warunki sprzyjaj¹ce depozycji materia³u, przy wzglêdnie stabilnej sytuacji energetycznej œrodowiska. Osady typu piaski pylaste–mu³ki wykazuj¹ cechy rytmitu, o dominacji poziomej laminacji (Fh, SFh), miejscami warstwowania pochylonego, nieregularnie falistego. W laminach mu³ków jest miejscami widoczna sekwencja prosta w uziarnieniu, a sporadycznie odwrócona (Gradziñ-ski i in., 1986). Rytmicznoœæ warstwowania jest jedn¹ z typowych cech charakteryzuj¹cych deluwia (Stochlak, 1978; Teisseyre, 1994; Twardy, 2000). Struktura przewar-stwieñ piaszczystych jest natomiast zró¿nicowana. Najczê-œciej piaski te s¹ pozbawione wyraŸnego warstwowania (Sm), ale wystêpuje tak¿e laminacja pozioma (Sh) oraz skoœna: przek¹tne warstwowanie tabularne (Sp). Przedsta-wione powy¿ej cechy strukturalne serii B sugeruj¹, ¿e sedymentacja osadów odbywa³a siê w warunkach wód sta-gnuj¹cych lub wolno p³yn¹cych, w procesie suspensji, a tak¿e wskutek wyhamowywania i unieruchamiania ziaren poruszaj¹cych siê w trakcji lub saltacji (Ashley, 1975). Podobne cechy uziarnienia osadów wykazuj¹ osady sto¿ka
mady, piaski i mu³ki holoceñskie
muds, sands and silts, Holocene
piaski rzeczne vistulskie
fluvial sands, Vistulian Glaciation
less i piaski pylaste vistulskie
loess and silty sands, Vistulian Glaciation
glina zwa³owa po³udniowopolska
tills, South-Polish Glaciation
dolomity, dewon œrodkowy
dolomites, Middle Devonian
piaskowce kwarcytowe, dewon dolny
quarzitic sandstones, Lower Devonian
De
Dem
7 linia przekroju geologicznego (ryc. 4)line of geological cross-section (fig. 4)
7 De Dem 262 270 278 286 294 302 310 (m n.p.m.) (m a.s.l.) 100m £agowica SW NE
Ryc. 3. Przekrój geologiczny przez dolinê
£agowicy w rejonie Nowego Stawu (ryc. 4)
Fig. 3. Geological cross-section
through the £agowica Valley near Nowy Staw (fig. 4)
nap³ywowego w Podgrodziu w dolinie Wis³oki (Czy¿ow-ska, 1997).
Za stokow¹ genez¹ omawianych osadów przemawiaj¹ pomiary kierunków transportu osadów. Transport odbywa³ siê zasadniczo z SW, a wiêc ze zbocza doliny. Pojawiaj¹ca siê wielokierunkowoœæ transportu dowodzi istnienia roz-tokowego systemu rozprowadzania osadu, typowego dla sto¿ków nap³ywowych. Ponadto w ods³oniêciu osadów, usytuowanym równolegle do osi doliny, w miarê coraz g³êbszego ods³aniania osadów wyraŸnie zmniejszaj¹ siê mi¹¿szoœci poszczególnych warstw, jak i ca³ej serii. W przekroju prostopad³ym do osi doliny typ kontaktu serii B z A, wed³ug Kuydowicz-Turkowskiej (1976) mo¿na zakwa-lifikowaæ do niezgodnego kontaktu osadów ró¿nowieko-wych, z denudacyjn¹ powierzchni¹ niezgodnoœci. Dowodzi on okresowych zmian w zasiêgu i intensywnoœci dzia³ania procesów poprzecznych (stokowych) i pod³u¿nych (rzecznych) w dnie doliny.
Wa¿n¹ cech¹ tego kompleksu osadów s¹ lokalne struk-tury deformacyjne, ma³ej skali (ryc. 6). Obserwowane
zaburzenia trudno nazwaæ peryglacjalnymi inwolucjami czy krioturbacjami i wi¹zaæ genetycznie z warunkami ist-nienia wieloletniej zmarzliny (m.in. Jahn, 1951, 1970; Dylik, 1952; Butrym i in., 1964; GoŸdzik, 1973, 1992; Vandenberghe, 1988, 1992). Maj¹ one raczej charakter deformacji synsedymentacyjnych wynikaj¹cych z istnienia uk³adów niestatecznego warstwowania gêstoœciowego ba (Ceg³a & D¿u³yñski, 1970), uk³adów typowych dla utwo-rów pr¹dów zawiesinowych, gdzie dochodzi do rytmiczne-go tworzenia siê warstw piaszczystych i mu³kowych (Ceg³a & D¿u³yñski, 1970). Szczególnie dogodne warunki do up³ynnienia osadu i zaistnienia opisywanych wy¿ej uk³adów ba mog³y mieæ miejsce w czasie wkraczania wód rzecznych w strefê przyzboczowej depozycji osadów sto-kowych. Nie mo¿na tak¿e ca³kowicie wykluczyæ poœred-nictwa procesów mrozowych w tworzeniu siê uk³adów niestatecznego warstwowania (Petera, 2002).
Wystêpowanie rytmitu piaszczysto-mu³kowego w alu-wiach wi¹¿e siê w literaturze ze œrodowiskiem wezbranio-wym, w warunkach szerokiego koryta rzecznego, gdzie
61,0-14,0±5,8 £agów
Mas³owiec Nowy Staw
Duraczów Ruda 36,3±5,4 48,6±7,3 39,7±6,0 49,2±7,4 Wszachówka £agowica
najwy¿szy poziom akumulacyjnego tarasu vistulskiego, uznawany dotychczas za œrodkowopolski
(Walczowski, 1968; Janiec i in., 1992)
the highest level of Vistulian Glaciation accumulation meadow terrace which has been considered to be Middle-Polish Glaciation up to now (Walczowski, 1968; Janiec et al., 1992)
wy¿szy poziom erozyjno-akumulacyjnego tarasu vistulskiego
higher level of Vistulian Glaciation erosional-accumulation meadow terrace
niski poziom erozyjno-akumulacyjnego tarasu vistulskiego
low level of Vistulian Glaciation erosional-accumulation meadow terrace
krawêdzie tarasów s³abo zachowane
terrace edges blurred
krawêdzie tarasów wyraŸnie zachowane
terrace edges clear-cut
strome skalne zbocza doliny, miejscami przykryte cienk¹ pokryw¹ deluwiów
steep rocky valley slopes locally covered by thin cover of deluvial
dolinki boczne erozyjno-denudacyjne
erosional-degradation tributary valleys
dolinki boczne typu parowów
tributary valleys of gullies type
sto¿ki nap³ywowe
alluvial fans
koryto rzeczne z erozyjnymi podciêciami
river-bed with erosional undercuts
stawy
ponds
stanowisko Mas³owiec
the Mas³owiec site
datowania TL
TL datings
linie profili poprzecznych (ryc. 5)
lines of cross-sections (fig. 5)
linia przekroju geologicznego (ryc. 3)
line of geological cross-section (fig. 3)
fragmenty neogeñskich powierzchni zrównania lokalnie przykryte lessami i piaskami pylastymi (Walczowski, 1964, 1968)
fragments of Neogene surfaces of planation covered by loess and silty sands of the Vistulian Glaciation
(Walczowski, 1964,1968)
powierzchnia denudacyjna w obrêbie glin zwa³owych zlodowaceñ po³udniowopolskich
denudation surface within South-Polish Glaciation tills
powierzchnie stokowe pokryte piaszczysto-¿wirowymi deluwiami z okresu zlodowaceñ œrodkowopolskich (Walczowski, 1964)
slope surfaces covered by sandy-gravelly deluvial of the Middle-Polish Glaciation (Walczowski, 1964)
powierzchnia akumulacji lessowej
surface of loess accumulation
holoceñski akumulacyjny taras
Holocene acumulation terrace
1-6 7
39,7±6,0
Ryc. 4. Szkic geomorfologiczny doliny £agowicy na odcinku £agów–Ruda (Ludwikowska-Kêdzia i in., 2004,zmienione) Fig. 4. Geomorphological sketch of the £agowica Valley in the £agów–Ruda segment (modified from Ludwikowska-Kêdzia et al., 2004)
nag³e wezbrania o cechach przep³ywów warstwowych, tworzy³y dogodne warunki do dwuetapowej depozycji: w g³ównej fazie sedymentowa³y piaski z unoszenia, a w cza-sie s³abniêcia przep³ywu mia³a miejsce dekantacja mu³ków (Harasimiuk, 1991; Superson, 1996). Turkowska (1988) z kolei sugeruje, ¿e akumulacja mu³ków w dolinach jest raczej efektem nagromadzania siê wód sp³ywu powierzch-niowego ni¿ akumulacji w rozlewiskach korytowych. Ryt-micznoœæ warstwowania jako efekt sp³ukiwania w warunkach peryglacjalnych jest cech¹ typow¹ deluwiów (Stochlak, 1976, 1978). Problem jest o tyle z³o¿ony, ¿e naj-czêœciej mamy do czynienia z materia³em pochodz¹cym z wiercenia, a nie jak w opisywanej sytuacji z ods³oniêciem osadów. Tak wiêc jednoznaczna interpretacja genetyczna osadów o cechach rytmitu typu: deluwia–aluwia wydaje siê byæ bardzo trudna. Niemniej, z³e i bardzo z³e wysorto-wanie mu³ków i piasków pylastych analizowanej serii B, mo¿na wi¹zaæ z bliskoœci¹ strefy zasilania, tak, ¿e w miarê stabilnym energetycznie œrodowisku, procesy segregacji materia³u nie nad¹¿a³y za ich dostaw¹, w tym przypadku ze zboczy doliny.
— seria C (4,10–1,45 m p.p.t.) to osady nieznacznie grubsze w stosunku do zalegaj¹cej poni¿ej serii B (ryc. 6). S¹ reprezentowane przez piaski pylaste (Mz= 2,6–3,64M),
Ÿle i bardzo Ÿle wysortowane (*1=1,00–2,30), o dodatnich
wartoœciach skoœnoœci (Sk1= 0,10–0,82) oraz piaski
œred-nioziarniste (Mz=1,13–2,40M), œrednio wysortowane
(*1=0,45–0,86), o zmiennych wartoœciach skoœnoœci (Sk1=
–0,04–0,58). Jak wskazuj¹ pomiary orientacji struktur sedymentacyjnych, paleotransport osadów odbywa³ siê z kierunku NNW, czyli kierunku zgodnego z osi¹ doliny (procesy pod³u¿ne — rzeczne), po czym zmieni³ siê na WSW, prostopad³y do osi doliny (procesy poprzeczne — stokowe). Brak jest jednak wyraŸnej granicy pomiêdzy osadami zwi¹zanymi z procesami pod³u¿nymi i poprzecz-nymi. Jedynie na g³êbokoœci ok. 2,80 m p.p.t. mo¿na dostrzec pojawienie siê kierunków transportu od strony stoku, z WSW. Widoczne s¹ tak¿e ró¿nice w warstwowa-niu osadów. W czêœci dolnej serii dominuje przek¹tne war-stwowanie tabularne i klinowe, ma³ej skali (Sp, SFp), przy du¿ym udziale poziomego (Sh, SFh), natomiast w górnej wystêpuje wy³¹cznie poziome, s³abo nachylone, spora-dycznie skoœne. Przedstawione cechy strukturalne potwierdzaj¹ wnioski wynikaj¹ce z uziarnienia, a miano-wicie wskazuj¹ na wiêksz¹ dynamikê oœrodka transpor-tuj¹cego osad w czêœci dolnej serii i sugeruj¹ jej rzeczn¹ genezê (C1). Czêœæ górna jest raczej genetycznie zwi¹zana
ze œrodowiskiem stokowym (C2). Kontakt serii C z B jest
zgodny, w obrêbie serii C natomiast kontakt osadów odmiennych œrodowisk depozycyjnych jest synchroniczny, bez wyraŸnej granicy (Kuydowicz-Turkowska, 1976).
W strefie œrodkowej opisywanych utworów (ok. 2,80–2,30 m p.p.t.) widoczne s¹ postedymentacyjne (mo¿e synsedymentacyjne ?) struktury deformacyjne, zwi¹zane z niestatecznym warstwowaniem gêstoœciowym, warunko-wanym istnieniem naprzemianleg³ych warstewek (lamin) ciê¿szych (grubszych) i l¿ejszych (drobniejszych). Ca³oœæ osadu jest silnie nasycona odtlenionymi zwi¹zkami ¿elaza, co nadaje ca³ej serii barwê rdzawo-br¹zowo-¿ó³t¹. Bardzo wyraŸnie zaznaczaj¹ siê poziomy i przesmu¿enia ¿elaziste. Pomiêdzy nimi osad jest odbarwiony, ale zasadniczo z zachowanym warstwowaniem. Obecnoœæ poziomów wytr¹ceñ ¿elazistych (Siuta & Motowicka, 1965; Stochlak, 1976, 1978) jest typowa dla osadów deluwialnych (Sto-chlak, 1976,1978; Superson, 1996; Gêbica 2004) i wi¹¿e siê j¹ z procesami glebowymi w warunkach zanikania wielolet-niej zmarzliny. Harasimiuk (1991) interpretuje to zjawisko jako efekt silnego uwilgocenia równi zalewowej. Mo¿e ono wskazywaæ na istnienie w pod³o¿u wieloletniej zmarzliny.
— seria D, o cechach sp³ywu grawitacyjnego (1,45–0,00 m p.p.t.) (ryc. 6). W jej sp¹gu wystêpuje glina
ilasta (Dm), w której tkwi¹ liczne okruchy silnie zwie-trza³ych piaskowców. Tu¿ pod ni¹ widoczne s¹ bardzo drobne laminy piasków i mu³ków, o zaburzonym warstwo-waniu (Sd, Fd). Powy¿ej warstwy gliny zalegaj¹ bezstruk-turalne (SFm, Sm) piaski pylaste (Mz = 2,59–3,57M,
*1=1,62–2,28) i piaski œrednioziarniste (Mz= 1,88–1,96M,
*1=1,12–1,23), bardzo Ÿle wysortowane, w których znajduj¹
siê pojedyncze fragmenty piaskowca kwarcytowego, usta-wione osi¹ d³u¿sz¹ równolegle do stoku. Strop serii buduje less (Mz= 3,96–6,83M, *1= 1,55–2,48), przekszta³cony w
œrodowisku stokowym (Fm). Stokowa geneza tych osadów jest raczej oczywista.
Zestawienie cech uziarnienia osadów analizowanego profilu, na wykresach zale¿noœciowych wskaŸników uziar-nienia wed³ug Folka i Warda (1957), wskazuje w rozk³adzie punktów, w przypadku wykresu A, uk³ad II wed³ug Mycielskiej-Dowgia³³o (Mycielska-Dowgia³³o, 1995) — (ryc. 7). Charakteryzuje on œrodowisko, w którym zachodzi przede wszystkim sortowanie materia³u w obrê-bie grubszej frakcji i okresowa dostawa Ÿle wysortowanego materia³u transportowanego w zawiesinie. Jest on charakte-rystyczny dla osadów wezbraniowych, ale ostatnio tenden-cjê II stwierdza siê równie¿ w osadach deluwialnych, stokowych, gdzie wystêpuje brak sortowania, a akumulacja nastêpuje w sposób gwa³towny (Kobojek & Kobojek,
2003; Twardy, 2000, 2003; Smolska, 2003;
Mycielska-Dowgia³³o & Rutkowski,2006). Podobna inter-pretacja genetyczna nasuwa siê w przypadku wykresu B, a mianowicie punkty tworz¹ drug¹ i trzeci¹ falê, co wskazuje na osady wezbraniowe, ale i wód stagnuj¹cych (Ludwi-kowska-Kêdzia, 2000; Czy¿owska-Wiœniewska, 2003; Kordowski, 2003; Mycielska-Dowgia³³o & Rutkowski, 2006). Wykres C potwierdza wezbraniowy (byæ mo¿e i deluwialny) charakter osadów, bowiem punkty grupuj¹ siê w obrêbie prawego ³uku paraboli (Ludwikowska-Kêdzia, 2000; Mycielska-Dowgia³³o & Rutkowski, 2006).
Cechy teksturalne, jak i strukturalne osadów analizo-wanego profilu tarasu wy¿szego Mas³owca, sugeruj¹ gene-zê fluwialn¹ serii A, deluwialn¹ serii B. W powstaniu serii C wiêksz¹ rolê nale¿a³oby przypisaæ pocz¹tkowo procesom fluwialnym (C1), póŸniej stokowym (C2), z kolei seria D to
deluwia (koluwia ?). Z powy¿szych rozwa¿añ wynika, ¿e opisywane osady tarasu wysokiego £agowicy maj¹ wiêc z³o¿on¹ genezê fluwialno-deluwialn¹.
Obtoczenie ziaren kwarcu i minera³y ciê¿kie w osadach profilu Mas³owiec
Analizê obróki ziaren kwarcu osadów piaszczystych wykonano metod¹ graniformametryczn¹ Krygowskiego (1964), na graniformametrze standardowym. Charaktery-styczn¹ cech¹ analizowanych osadów jest s³abe obtoczenie ziaren kwarcu frakcji piaszczystej (ryc. 6). Dominuj¹ ziar-na bez obróbki typu " (37–56%) i typ poœredni $ (40–54,5%). Udzia³ ziaren dobrze obtoczonych typu( jest znikomy (3–18,5%), najwy¿szy w œrodkowej czêœci serii C, chocia¿ uwzglêdniaj¹c ograniczenia metody mo¿na przypuszczaæ, ¿e jest on wy¿szy (Mycielska-Dowgia³³o, 1995; GoŸdzik, 2001) — (ryc. 6). Wartoœci wskaŸnika obróbki (Wo) wskazuj¹ na wiêkszy udzia³ ziaren o s³abym obtoczeniu w serii A, B i C1, w porównaniu z osadami serii
C2i czêœciowo D (ryc. 6, 8). Wzbogacenie w dobrze
obto-czone ziarna kwarcu górnej czêœci analizowanego profilu osadów odbywa³o siê najprawdopodobniej wskutek o¿y-wienia procesów eolicznych w warunkach zimnego, suche-go klimatu peryglacjalnesuche-go i w³¹czania w obieg materia³u dobrze obrobionego, m.in. wtórnie, wskutek procesów sto-kowych. Uzyskane wyniki analizy obtoczenia ziaren kwar-cu (m.in. histogramy obróbki, wskaŸniki obróbki i niejednorodnoœci) sugeruj¹, ¿e Ÿród³a osadu by³y
ró¿norod-ne (ryc. 8). Wskazuj¹ ponadto na silró¿norod-ne procesy wietrzenio-we (g³ównie wietrzenia mechanicznego) i znaczn¹ intensywnoœæ procesów denudacyjnych (erozyjnych) w obrêbie wierzchowin, zboczy doliny, w efekcie których dochodzi³o do dostawy w dno doliny osadów o zró¿nico-wanym stopniu obróbki. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e droga transportu materia³u od Ÿród³a alimentacji by³a krótka, st¹d te¿ ogólnie s³aba obróbka ziaren kwarcowych.
Pozycja i znaczenie analizy sk³adu minera³ów ciê¿kich wœród metod badañ litogenezy, litodynamiki œrodowiska sedymentacyjnego, poœrednio wieku, osadów ró¿nych œro-dowisk sedymentacyjnych, w tym osadów plejstoceñskich, jest bardzo istotna choæ pomocnicza (Mycielska-Dowgia³³o, 1995; Racinowski, 1995, 2000; Barczuk & Mycielska-Dowgia³³o, 2001). Oznaczenia minera³ów prze-prowadzono we frakcji 0,2–0,1mm. W ogólnym sk³adzie mineralnym osadów ods³oniêcia w Mas³owcu dominuj¹ granaty — 38,0–61,7%, przy nieznacznej zawartoœci epi-dotów 4,6–7,3% (ryc. 6). Na drugim miejscu znajduje siê kompleks minera³ów odpornych: cyrkon, staurolit, turma-lin i in. — 3,3–15,7%. Stosunkowo niewielki jest udzia³ w osadzie piroksenów i amfiboli —1,3–14,5% oraz mine-ra³ów z grupy mik, reprezentowanych tutaj przez biotyt —0,3–4,3% (ryc. 6). Uwzglêdniaj¹c odpornoœæ minera³ów na niszczenie mechaniczne i chemiczne dominuj¹ minera³y œrednioodporne — 49,32–66,3%, prawie o po³owê mniej-szy jest udzia³ minera³ów odpornych — 22,7–41,4%, a zni-komy nieodpornych —1,6–17,9. Ponadto zaznacza siê w osadach przewaga minera³ów o wysokich ekwiwalentach hydro- i areodynamicznych, przy wyraŸnie mniejszym udziale minera³ów o œrednich i niskich ekwiwalentach.
Wyniki analizy sk³adu minera³ów ciê¿kich wskazuj¹ na wzglêdnie stary wiek aluwiów. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e materia³ Ÿród³owy by³ „stary”, pochodzi³ m.in. z niszczenia lokalnych ska³ osadowych (Michniak, 1969) i podlega³ przemywaniu w warunkach peryglacjalnych, d³ugo utrzy-muj¹cych siê w tej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich. Osady te, by³y wiêc wielokrotnie redeponowane i sukcesywnie w³¹czane w nowo powsta³e aluwia. W efekcie tych pro-cesów dosz³o do selektywnego wzbogacenia w granaty. Jest to zjawisko dobrze znane w literaturze (m.in. Mycielska-Dowgia³³o, 1978, 1995; Florek, 1988; Florek i in., 1987; Ludwikowska-Kêdzia, 2000). Podobny proces selektywnego wzbogacania w granaty stwierdzono w œrodowisku eolicznym (Mycielska-Dowgia³³o, 1993, 1995; Mycielska-Dowgia³³o & Woronko, 2001), czego potwierdzeniem mo¿e byæ du¿a zawar-toœæ granatów w stropie serii D.
Wspó³czynnik wietrzeniowy (Racinowski & Rzechow-ski, 1969) obliczony dla analizowanych próbek osadów
osi¹gn¹³ najni¿sze wartoœci (3,51–10,18) dla osadów serii C2 i D, co œwiadczy o ma³ym
udziale minera³ów nieodpornych na wietrzenie, g³ównie chemiczne, przy zachowanej wysokiej zawartoœci minera³ów odpornych. Fakt ten nale¿y wi¹zaæ z wczeœniejszymi, intensywnymi procesami wietrzeniowymi lub przemyciem, przewianiem osadów zanim te zosta³y w³¹czone w analizowany profil. Nie mo¿na wykluczyæ dzia³ania postsedymentacyjnych procesów wietrzeniowych w tej strefie profilu, po ich depo-zycji. Usuwanie minera³ów w trakcie transportu osadów w œrodowisku fluwialnym wykluczaj¹ raczej cechy uziarnienia, które wskazuj¹ na s³aby energetycznie oœrodek transportuj¹cy osad. Spostrze¿enia te przemawiaj¹ za delu-wialn¹ genez¹ serii D i C2, niemniej nie jest
wykluczona fluwioglacjalna (fluwialna ?) gene-za osadów Ÿród³owych tych deluwiów, które w postaci piasków pokrywowych wystêpowa³y w strefie wierzchowin lub na zboczach doliny.
W serii A, B i C1 wartoœæ wspó³czynnika
wietrzeniowego (14,59–40,86) wskazuje na stosunkowo du¿y udzia³ minera³ów nieodpornych, ale przy wzglêdnie ni¿szym udziale granatów, szczególnie w serii B (ryc. 6). Fakt ten mo¿e wskazywaæ na wiêkszy dop³yw osa-dów zwietrzelinowych w dno doliny, pochodz¹cych z denu-dacji pokryw plejstoceñskich np. glin zwa³owych (Mycielska-Dowgia³³o, 1978). Nie jest wykluczone, ¿e dostawa minera³ów z grupy mik mog³a odbywaæ siê czê-œciowo w efekcie procesów eolicznych (Barczuk & Mycielska-Dowgia³³o, 2001), chocia¿ stopieñ obtoczenia ziaren kwarcu zdaje siê temu zaprzeczaæ.
Stratygrafia osadów
Do oznaczenia wieku osadów zastosowano metodê ter-moluminescencji (TL) i luminescencji stymulowanej œwiat³em (OSL) (ryc. 6). Stosowanie ³¹cznie tych metod pozwala nie tylko na ustalenia wieku osadów, ale tak¿e na uzyskanie informacji odnoœnie warunków ich depozycji (Bluszcz, 2000; Pietrzak, 2002). Ze wzglêdu na du¿¹ zawartoœæ zwi¹zków ¿elaza, osady serii C nie zosta³y pod-dane szczegó³owym badaniom wieku metod¹ TL.
Datowania TL pozwoli³y na wydzielenie czterech kom-pleksów chrono- i litostratygraficznych osadów (Ludwi-kowska-Kêdzia i in., 2004):
A — fluwialny, stadia³ œwiecia (plenivistul dolny), B — deluwialny, interstadia³ grudzi¹dzki (plenivistul œrodkowy),
C — fluwialno-deluwialny, pesimum klimatyczne (ple-nivistul górny),
D — deluwialny (póŸny vistul)
Datowania OSL pozwalaj¹ na wyró¿nienie dwóch kompleksów chronostratygraficzych (A — fluwialny i B+C+D — deluwialno-fluwialny). Lokuj¹ one omawiany profil osadów w górnym plenivistulu z tym, ¿e czêœæ doln¹ (kompleks A) w jego pesimum klimatycznym, a pozosta³¹, uogólniaj¹c, w fazie zstêpuj¹cej stadia³u g³ównego. Wska-zuj¹ ponadto na stosunkowo szybki proces przyrostu osa-dów w dnie doliny.
Ró¿nice w oznaczeniach wieku osadów otrzymanych dwiema ró¿nymi metodami wynikaj¹ ze specyfiki samych metod, jak te¿ z mechanizmów sedymentacji osadów (Pie-trzak, 2002). Metoda OSL okreœla czas ostatniego kontaktu osadu ze œwiat³em s³onecznym (Bluszcz, 2000). Okreœle-nie to odnosi siê do najlepiej wyzerowanych ziaren. Dlate-go te¿ najm³odsza data OSL dla próbki daje „wiek OSL” badanego osadu. W przypadku metody TL wiek osadu jest okreœlony, g³ównie jako moment jego depozycji. Pewn¹ rolê odgrywa te¿ moment przykrycia osadu przez nastêpn¹
najwy¿szy poziom tarasu nadzalewowego 275-285 m n.p.m.
the highest level of meadow terrace 275-285 m a.s.l.
œredni poziom tarasu nadzalewowego 270-275 m n.p.m.
higher level of meadow terrace 270-275 m a.s.l.
niski poziom tarasu nadzalewowego 265-270 m n.p.m.
low level of Vistulian Glaciation erosional-accumulation meadow terrace 265-270 m a.s.l.
linie profili poprzecznych (ryc. 4)
lines of cross-sections (fig. 4)
330 320 310 300 290 280 260 250 0,5km SW 1 2 3 4 5 6 NE (m n.p.m.) (m a.s.l.) 240 0 270 1
Ryc. 5. Profile poprzeczne przez dolinê £agowicy z poziomami tarasów plej -stoceñskich
Fig. 5. Cross-sections through the £agowica Valley with levels of its Pleistoce -ne terraces
seriê osadow¹. Takie wyjaœnienie ró¿nic pomiêdzy datami OSL i datami TL potwierdza fakt, i¿ najwiêksze ró¿nice dotycz¹ osadów najstarszych i wyraŸnie malej¹ w przypad-ku osadów najm³odszych. Innym czynnikiem maj¹cym wp³yw na „postarzenie” dat TL jest znaczna zawartoœæ materia³u pod³o¿a paleozoicznego, co potwierdzaj¹ wyniki analizy minera³ów ciê¿kich. Zwracano na tê zale¿noœæ uwagê w datowaniach osadów œrodkowopolskiego tarasu wysokiego w dolinie Belnianki, w stanowisku S³opiec w centralnej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich, który podobnie jak w przypadku tarasu £agowicy okaza³ siê byæ plenivistulski (Ludwikowska-Kêdzia & Olszak, 2000). Wp³yw na ró¿nice pomiêdzy „wiekiem OSL” a „wiekiem TL” ma te¿ fakt rede-pozycji czêœci osadów. Odnosi siê to do serii deluwialnych.
Uzyskane daty, zarówno TL jak i OSL, wskazuj¹ na ogó³ na plenivistulski wiek serii osadów, które dotychczas by³y traktowane jako osady œrodkowopolskie.
Uwagi paleogeograficzne
Przeprowadzona analiza sedymentologiczna osadów profilu w Mas³owcu, strukturalna i teksturalna, wskazuje raczej na to, ¿e ich akumulacja odbywa³a siê w warunkach górnego plenivistulu. Nie wyklucza jednoczeœnie wczeœniejszej (w dolnym, czy w œrodkowym vistulu) agra-dacji w dnie doliny, rozdzielonej epizodami erozyjnymi (Ludwikowska-Kêdzia i in., 2004), czy nagromadzania zwietrzeliny w strefie jej zboczy, wysoczyzny. Wydaje siê
Azymuty kierunku nachylenia warstw i lamin Azimuth of inclination of the layers and laminas Litofacje Lithofacies G³êbokoœæ (m) Depth (m) Seria Series Wiek (TL) (ka BP) Age (TL) (OSL) (OSL) Profil litologiczny Lithological profile Uziarnienie Fractions WskaŸnik uziarnienia wg Folka i Warda (1957) Folk-Ward s grain size distribution parameters(1957) '
Obtoczenie ziarn kwarcu (0,8-1 mm)[%]
Quartz grains roundness (0,8-1 mm)[%]
Minera³y ciê¿kie
Heavy minerals
typ ziarna bez obróbki
type of non-rounded quartz grains
poœredni typ obróbki ziarn
type of medium rounding quartz grains
ziarna o wysokiej obróbce
type of well rounded quartz grains
glina piaszczysta
sandy till piasek gruboziarnistycoarse-grained sand piasek œrednioziarnistymedium-grained sand piasek drobnoziarnistyfine-grained sand piasek pylastydusty sand mu³ek piaszczystysandy silt mu³eksilt
Profil litologiczny: Lithological profile: Uziarnienie: Fractions: -1 do 1φ φ φ φ below -1 to 1 4 do 6φ φ φ φ from 4 to 6 1 do 2φ φ φ φ from 1 to 2 6 do 9φ φ φ φ from 6 to 9 2 do 4φ φ φ φ from 2 to 4 powy¿ej 9φ φ above 9
Datowania: TLGdañsk, Gliwice
Datings: TL Gdañsk, Gliwice OSL OSL
WskaŸniki uziarnienia wed³ug Folka i Warda (1957): Folk-Ward's grain size distribution parameters (1957):
numer próbki sample number D C B A C2 C1 0 2040 60 80 100% 0 2 4 6 8φ deformacje obci¹¿eniowe load deformacion 0 1 2 3 4 5 6 7 8 Dm, Sd, S m, Fm, S Fm, Fd Sh, SFh, SFp, Sp Fh, SFh, SFf, FSw , Sp, S h, SFd Sh, Sp, S m, (Sr) amfibole amphibole pirokseny piroxene granaty
garnet cyrkonzircon
staurolit staurolite turmalin tourmaline inne odporne other resistant α β γ 14,1±2,1 16,34±0,75 numer próbki sample number
œrednia œrednica ziarn
mean grain size
Mz KGkurtozafatness index δ1odchylenie standardowestandard deviation SK1skoœnoœæskewness
14,1±2,1 19,5±2,9 15,75±0,60 16,34±0,75 29,4±4,4 34,9±5,2 16,70±0,76 20,47±0,81 28,5±4,3 30,6±4,6 29,9±4,5 30,3±4,5 62,1±9,3 60,8±9,1 60,5±9,1 61,0±9,2 10% N α β γ 0 20 40 60% 0 20%0 20 40 60% 0 20 40% 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 10 cm
Ryc. 6. Zestawienie wyników badañ osadów profilu w Mas³owcu w zakresie cech strukturalnych i teksturalnych oraz ich stratygrafia;
Litofacje (wg Miall, 1978, w modyfikacji Zieliñskiego, 1995,1998): Sh, Fh, SFh, FSh — piaski, mu³ki, piaski pylaste, mu³ki piaszczyste o laminacji i warstwowaniu poziomym, Sp — piaski warstwowane przek¹tnie, Sr, SFr — piaski, piaski pylaste warstwowane riple-markowo, Sm, Fm — piaski, mu³ki masywne, homogeniczne, Sd, SFd — piaski, piaski pylaste o strukturze zdeformowanej, Sw, Fw, SFw — piaski, mu³ki, piaski pylaste, mu³ki piaszczyste o laminacji falistej, Sf — piaski o laminacji smu¿ystej
Fig. 6. Structural and textural features and stratigraphy of deposits of the Mas³owiec section. Lithofacies (after Miall 1978, modified
by Zieliñski, 1995, 1998): Sh, Fh, SFh, FSh — sands, silts, silty sands, sandy silts horizontally laminated and bedded, Sp — sands diagonally bedded, Sr, SFr — sands, silty sands ripple-cross-bedded, Sm, Fm — sands, massive silts, homogenous, Sd, SFd — sands, silty sands with deformed structure, Sw, Fw, SFw — sands, silts, silty sands, sandy silts with undulating lamination, Sf — sands with flaser lamination
tak¿e, ¿e za górnym plenivistulem przemawia brak wyraŸnych struktur mrozowych, wskazuj¹cych na degra-dacjê ci¹g³ej wieloletniej zmarzliny, której istnienia na obszarze Polski w dolnym plenivistulu dowodz¹ liczne badania (m.in. Mycielska-Dowgia³³o, 1978; Kozarski, 1991; Superson, 1996; Petera, 2002; Gêbica, 2004; Mojski, 2005). Sugestie co do obecnoœci lokalnej i nieci¹g³ej strefy przemarzania w warunkach zimnego klimatu górnego ple-nivistulu, potwierdzaj¹ nie tylko „pakiety gruzowo-ilaste” piaskowców kwarcytowych zatopionych w piaszczystej serii A, poziomy wytr¹ceñ ¿elazistych w serii C, czy s³abo wyra¿one struktury deformacyjne. WyraŸne wzbogacenie osadów w ziarna obrobione eolicznie, jakie wystêpuje pocz¹wszy od górnej czêœci serii C ku stropowi profilu, mo¿e tak¿e dowodziæ zimnych i suchych warunków klima-tycznych. Jak wiadomo obszary tundry arktycznej, która powszechnie wystêpowa³a w górnym plenivistulu (Kozarski, 1991) sprzyja³a rozwojowi procesów eolicznych (m.in. Manikowska, 1992; Klatkowa, 1994; GoŸdzik, 1995; Superson, 1996; Mycielska-Dowgia³³o & Woronko, 2001; Mojski, 2005). Rzeki roztokowe nie prowadzi³y wówczas du¿ej iloœci wody, a ich funkcjonowanie mia³o raczej charakter sezonowy, st¹d aluwia okresowo mog³y podlegaæ eolizacji lub byæ wzbogacane w ziarna o dobrej obróbce. Ten sam mechanizm dotyczy³ powierzchni i osa-dów wierzchowin, tak¿e zboczy doliny. Wydaje siê, ¿e szybka stokowo-rzeczna agradacja w dnie £agowicy, nie pozwoli³a na rozwiniêcie siê w osadach pe³nych sympto-mów obecnoœci zmarzliny. Bliskoœæ wód rzecznych i raczej czêsty kontakt z deponowanymi w dnie deluwiami stwa-rza³ dogodne warunki do funkcjonowania procesów termo-krasowych, których istnienie w plejstocenie wydaje siê byæ bardziej powszechne ni¿ dotychczas s¹dzono (Murton & French, 1993; Mycielska-Dowgia³³o, 1998; Petera, 2002).
Znaczny udzia³ procesów stokowych, g³ównie sp³uki-wania, rzadziej soliflukcji, w zasypywaniu dna doliny £agowicy (serie: B, C2 i D), przypad³ na schy³ek
ple-nivistulu (datowania OSL i czêœciowo TL), podobnie jak w dolinach rzek Belnianki (Ludwikowska-Kêdzia & Olszak, 2000) i Lubrzanki (Kowalski, 2002). Ówczesne
nadbudo-wywanie deluwiami dna doliny £agowicy, co jest tenden-cj¹ powszechnie dokumentowan¹ w dolinach innych regio-nów kraju (m.in. Turkowska, 1988; Superson, 1996; Po¿aryski i in., 1999; Gêbica, 2004; Mojski, 2005), nale¿y wi¹zaæ w tym przypadku nie tylko z warunkami klimatycz-nymi (tendencj¹ do ocieplenia) i id¹cymi za tym zmianami œrodowiska przyrodniczego, ale tak¿e z lokalnymi uwarun-kowaniami, tj. w¹skim dnem doliny £agowicy, silnym nachyleniem jej prawego zbocza czy wreszcie faktem kra-sowej genezy doliny (m.in. krasowego zasilania wód doli-ny). Wed³ug Turkowskiej (1988, s.126) w œrodowisku peryglacjalnym plenivistulu „wzajemny stosunek osadów transportu poprzecznego do pod³u¿nego jest odwrotnie proporcjonalny do szerokoœci dolin, ¿ywoœci rzeŸby w dorzeczu i jego rozcz³onkowania dolinami bocznymi. Im dolina wê¿sza i dorzecze bardziej urozmaicone tym rola procesów i osadów transportu poprzecznego wiêksza”. W przypadku doliny £agowicy w³aœnie jej w¹skie dno oraz ¿ywoœæ rzeŸby prawego zbocza predysponowa³o do szyb-kiego i wzglêdnie mi¹¿szego pionowego przyrostu delu-wiów. Mo¿na natomiast przypuszczaæ, ¿e ze wzglêdu na krasowe pod³o¿e doliny, pociête uskokami, zasilanie £ago-wicy mog³o byæ ograniczone istnieniem lokalnej wielolet-niej zmarzliny z tego okresu. Fakt ten sprzyja³ ogólnym tendencjom do narastania w dnie doliny deluwiów, a nie do ich rozcinania i usuwania.
Podsumowanie
Przedstawiona litostratygrafia osadów wy¿szego tara-su doliny £agowicy w Mas³owcu upowa¿nia do nastê-puj¹cych wniosków:
taras buduj¹ osady o z³o¿onej genezie fluwialno-de-luwialnej. Zasiêg zmian dzia³ania procesów fluwialnych (transportu pod³u¿nego) i stokowych (transportu poprzecz-nego) w dnie doliny by³ ró¿ny. Pocz¹tkowo zaznaczy³ siê ingerencj¹ procesów stokowych w strefê dominacji w doli-nie procesów fluwialnych, ale póŸdoli-niej oba procesy by³y
A B C -1,0 -0,5 0 0,5 1,0 0,5 1,0 0 1,5 2,0 2,5 3,0 -3,0 -1,0 -0,50 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 -1,5 -2,0 ,2,5 3,5 4,0 4,5 5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 7,5 8,0 0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 -0,50 0 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 6 7 -0,75 -1,00 -0,25 0,25 0,50 0,75 1,00 Mz SK1 δ1 Mz SK 1 δ1
Ryc. 7. Wykresy zale¿noœci podstawowych wskaŸników uziar -nienia wg Folka i Warda (1957) dla osadów buduj¹cych taras wy¿szy £agowicy w rejonie Mas³owca; A — œrednia œrednica ziaren (Mz) i odchylenie standardowe (ä1), B — œrednia œrednica
ziaren (Mz) i skoœnoœci (Sk1), C — skoœnoœæ (Sk1) i odchylenie
standardowe (ä1),
Fig. 7. Correlation diagrams of elementary Folk–Ward’s grain size
distribution parameters (1957) for deposits building higher terrace of the £agowica River near Mas³owce; A — mean grain size (Mz) and standard deviation (*1), B — mean grain size (Mz) and
skew-ness(Sk1),C — skewness (Sk1) and standard deviation (ä1)
1 6 2 7 3 8 4 9 5 10 11 30 30 30 30 30 30 30 30 30 30 30 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 20 20 20 20 20 20 20 20 20 20 20 25 25 25 25 25 25 25 25 25 25 25 W = 1085 N = 8,0O m W = 1091 N = 9,7O m W = 1163 N = 7,8O m W = 1089 N = 7,9O m W = 1126 N = 10,6O m W = 967 N = 13,0O m W = 1152 N = 8,6O m W = 1091 N = 9,5O m W = 1203 N = 9,3O m W = 1027 N = 9,6O m W = 965 N = 10,1O m 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 >32 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 >32 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 >32 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 >32 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 >32 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 > 32 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 >32 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 > 32 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 > 32 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 > 32 0 2 4 6 8
®
Ryc. 8. Krzywe z histogramów obróbki piasków profilu Mas³owiec z wartoœciami wskaŸnika
obto-czenia (Wo) i jej niejednorodnoœci (Nm)
Fig. 8. Curves derived from histograms of sands grain roundness of the Mas³owiec section with
synchroniczne (cykliczne), z przewag¹ iloœciow¹ procesów stokowych. W ujêciu litologicznym profil Mas³owiec to zasadniczo kompleks przemiennie wystêpuj¹cych, osadów drobnoziarnistych i œrednioziarnistych, miejscami o cechach rytmitu, ogólnie Ÿle wysortowanych, wska-zuj¹cych na s³abo zró¿nicowane energetycznie œrodowisko ich depozycji (typowe dla niskoenergetycznych, p³ytkich rzek roztokowych, ale i osadów deponowanych w procesie sp³ukiwania, w formie sto¿ków nap³ywowych). Obserwo-wane w osadach struktury deformacyjne nale¿y wi¹zaæ z warunkami istnienia sedymentacyjnych i postsedymen-tacyjnych uk³adów niestatecznego warstwowania gêstoœciowego, w powstaniu których trudno jest definityw-nie wykluczyæ poœrednictwo procesów mrozowych w warunkach peryglacjalnych, sezonowe zamarzanie i odma-rzanie warstwy czynnej nieci¹g³ej zmarzliny. W powstaniu tych zaburzeñ zaznaczy³ siê tak¿e wp³yw termicznego oddzia³ywania wód rzecznych. Sk³ad mineralny jak i obróbka ziaren kwarcu wskazuje na ró¿norodne, typowe dla warunków peryglacjalnych regionu Ÿród³a alimentacyj-ne analizowanych osadów, tj. zwietrzelina ska³ pod³o¿a, gliny glacjalne i utwory fluwioglacjalne, fluwialne, delu-wia. Wyniki analiz podkreœlaj¹ tak¿e ich wielokrotn¹ rede-pozycjê oraz sugeruj¹ fakt ich krótkiej drogi transportu od Ÿród³a alimentacji.
datowania serii osadów buduj¹cych wysoki taras doliny £agowicy metodami TL i OSL, jednoznacznie wskazuj¹ na jego plenivistulski wiek, nie œrodkowopolski, podobnie jak innych stanowisk osadów tarasów w dolinie. Uwzglêdniaj¹c ponadto znacz¹cy udzia³ deluwiów w budowie tarasu, morfologiczne wydzielanie œrodkowopol-skiego poziomu zasypania w dnie doliny £agowicy na badanym odcinku, jest co najmniej dyskusyjne. Osobn¹ kwesti¹ jest paleogeograficzna, regionalna i ponadregionalna interpretacja uzyskanych wyników w zakresie litostratygrafii osadów plejstoceñskich. Zdaniem autorów opracowania wymaga ona wiêkszej iloœci stanowisk w regionie.
rola budowy geologicznej i rzeŸby doliny w rodzaju, dynamice procesów odpowiedzialnych za powstanie osa-dów profilu Mas³owiec jest znacz¹ca. Do równorzêdnie istotnych uwarunkowañ nale¿y zaliczyæ ma³¹ szerokoœæ dna doliny oraz stromoœæ jej zboczy, które predysponowa³y do szybkiej i wzglêdnie mi¹¿szej depozycji deluwiów w dnie doliny. Natomiast za ogóln¹ tendencj¹ przyrastania osadów w dolinie, a nie ich rozcinania i wyprz¹tania czyniæ nale¿y odpowiedzialnym nie tylko warunki klimatyczne górnego plenivistulu, ale tak¿e fakt krasowego pod³o¿a doliny, które to w warunkach peryglacjalnych mog³o ogra-niczaæ zasilanie rzeki.
Przedstawione wyniki badañ litostratygrafii osadów wysokiego tarasu doliny £agowicy w rejonie Mas³owca sugeruj¹ potrzebê weryfikacji ustaleñ litostratygraficznych i litogenetycznych osadów dolin rzecznych, obo-wi¹zuj¹cych w tej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich. Problem ten wymaga dalszych, szczegó³owych badañ w regionie, pomimo, a mo¿e w³aœnie ze wzglêdu na z³o¿onoœæ lokal-nych uwarunkowañ przebiegu i zapisu w rzeŸbie procesów glacigenicznych w Górach Œwiêtokrzyskich.
Autorzy opracowania serdecznie dziêkuj¹ Pani prof. dr hab. E. Mycielskiej-Dowgia³³o za dyskusjê wyników badañ, mgr. J. Bugajskiej z Przedsiêbiorstwa Geologicznego w Kielcach za wykonanie analizy minera³ów ciê¿kich, dr A. Budek z IGiPZ PAN w Krakowie za analizy granulometryczne metod¹ laserow¹.
Literatura
ASHLEY G.M. 1975 — Rythmic sedimentation in glacial lake Hitchcoch, Massachusetts-Connecticut. [W:] Jopling A.V. & Mc Donald B.C. (ed.) — Glaciofluvial and Glaciolacustrine Sedimmenta-tion. SEPM Special Publication 23.
BARCZUK A.& MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 2001 — Znaczenie sk³adu mineralnego osadów dla rozpoznawania obecnoœci procesów eolicznych. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. (ed.) — Eolizacja osadów jako wskaŸnik stratygraficzny czwartorzêdu, WGiSR UW: 39–42. BLUSZCZ A. 2000 — Datowania luminescencyjne osadów czwarto-rzêdowych — teoria, ograniczenia, problemy interpretacyjne. Wyd. Politech. Œl¹ska: 1–104.
BUTRYM J., CEG£A J., D¯U£YÑSKI S. & NAKONIECZNY S. 1964 — New interpretation of „periglacial structures”. Folia Quatern., 17: 1–34. CEG£A J. & D¯U£YÑSKI S. 1970 — Uk³ady niestatecznie warstwo-wane i ich wystêpowanie w œrodowisku peryglacjalnym. Acta Univ. Wratisl., 124, Stud. Geogr., 13: 17–42.
CZARNOCKI J. 1919 — Stratygrafia i tektonika GórŒwiêtokrzyskich. Stra-tygrafia i tektonika staropaleozoicznych utworów Gór Œwiêtokrzyskich (kambr, sylur, dewon dolny). Pr. Tow. Nauk. Warszaw., 28: 1–172. CZARNOCKI J. 1931 — Dyluwium Gór Œwietokrzyskich. Zastoisko œrodkowopolskie. Uwagi ogólne co do wieku polskich zlodowaceñ. Rocz. Pol. Tow. Geol., 7: 82–105.
CZARNOCKI J. 1957 — Tektonika Gór Œwiêtokrzyskich. Stratygra-fia i tektonika Gór Œwiêtokrzyskich. Pr. Inst. Geol., 2: 1–133. CZY¯OWSKA E. 1997 — Zapis zdarzeñ powodziowych na pograni-czu borea³u i atlantyku w osadach sto¿ka nap³ywowego w Podgrodziu. Dokum. Geogr. IGiPZ PAN, 5: 1–74.
CZY¯OWSKA-WIŒNIEWSKA E. 2003 — Powodzie i wspó³czesna sedymentacja osadów powodziowych w dolinie Wis³oki. Autoreferat, Uniwersytet Warszawski: 1–12.
DYLIK J. 1952 — Peryglacjalne struktury w plejstocenie Œrodkowej Pol-ski. Z badañ czwartorzêdu w Polsce. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 66: 53–105. FILONOWICZ P. 1980 — Objaœnienia do Mapy Geologicznej Polski w skali 1: 200 000, Arkusz Kielce (815). Wyd. Geol.
FLOREK W. 1988 — Cechy sedymentologiczne i wiek osadów równi-ny zalewowej S³upi. Pr. i Stud. Geogr., 9:75–103.
FLOREK W., FLOREK E. & MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 1987 — Morphogenesis of the Vistula valley between Kêpa Polska and P³ock in the Late Glacial and Holocene. [W:] Starkel L. (ed.) — Evolu-tion of the Vistula River Valley during the last 15 000 years. Part II, Geographical Studies, Spec. Issue, 4: 189–206.
FOLK R.L. & WARD W.C. 1957 — Brazos River bar: a study in the significance of grain size parameters. Journ. Sed. Petrol., 27: 3–26. GÊBICA P. 2004 — Przebieg akumulacji rzecznej w górnym vistulia-nie w Kotlivistulia-nie Sandomierskiej. Pr. Geogr. IGiPZ PAN, 193: 1–229. GODZIK J. 1973 — Geneza i pozycja stratygraficzna struktur pery-glacjalnych w œrodkowej Polsce. Acta Geog. Lodz., 31: 5–117 GODZIK J. 1992 — Ewolucja wieloletniej zmarzliny i jej wp³yw na warunki depozycji i kszta³towania siê niektórych cech osadów w okre-sie 20 000–8 000 lat BP w Polsce. Prz. Geol., 10: 601–603.
GODZIK J. 1995 — Wp³yw procesów eolicznych na genezê gór-no-plenivistuliañskich aluwiów w œrodkowej Polsce. Acta Univ. Lodz., Folia Geogr. 20: 99–107.
GODZIK J. 2001 — O zale¿noœci miêdzy pomiarami graniformametrycz-nymi a stopniem zaokr¹glenia ziarn. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. (ed.) — Eolizacja osadów jako wskaŸnik stratygraficzny czwartorzêdu, WGiSR UW: 21–31.
GRADZIÑSKI R., KOSTECKA A., RADOMSKI A. & UNRUG R. 1986 — Zarys sedymentologii. Wyd. Geol.: 1–628.
GRZYBOWSKI K. 2005 — III Œwietokrzyskie spotkania Geologicz-no-Geomorfologiczne nt. „RzeŸba i osady czwartorzêdowe na tle struk-tur starszego pod³o¿a obszaru Polski. Jod³owy Dwór pod Œw.Krzy¿em, 13–15.05.2004. Prz. Geol., 53: 628–629.
HADAMIK C. 2004 — Pradzieje i œredniowiecze gminy £agów w œwietle dotychczasowyh badañ archeologicznych. [W:] Mirowski R. (ed.) — Dzieje i zabytki ma³ych ojczyzn. Gmina £agów. Regionalny Oœrodek Badañ i Dokumentacji Zabytków w Kielcach: 11–114. HARASIMIUK M. 1991 — Vistulian Glacial Cycle of the Flivial Pro-cesses Development in the Valley of the Middle Wieprz River (SE Poland). Ann. UMCS, 46: 81–109.
JAHN A. 1951 — Zjawiska krioturbacyjne wspó³czesnej i plejstoceñskiej strefy peryglacjalnej. Acta Geol. Pol., 2: 159–290.
JAHN A. 1970 — Zagadnienia strefy peryglacjalnej. PWN: 1–202. JANIEC J., ROMANEK A. & Z£ONKIEWICZ Z. 1992 — Mapa geo-logiczna Polski w skali 1 : 200 000, ark. Sandomierz. Mapa utworów powierzchniowych. Mapa podstawowa w skali 1 : 50 000, ark. £agów (853). Wyd. PAE S.A.
KLATKA T. 1976 — Niektóre problemy czwartorzêdowego rozwoju dolin centralnej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich. Acta Geogr. Lodz., 37: 74–89. KLATKOWA H. 1955 — Utwory stokowe na terasie Kamiennej pod W¹chockiem. Biul. Perygl., 2: 91–99.
KLATKOWA H. 1994 — Evaluation du role de l’agent peroglaciaire en Pologne Centrale. Biul. Perygl., 33: 79–106.
KOBOJEK E. & KOBOJEK S. 2003 — Osady i procesy stokowe na Wy¿ynie Czêstochowskiej i Wieluñskiej oraz na WysoczyŸnie Rawskiej. Acta Geogr. Lodz., 78: 7–42.
KORDOWSKI J. 2003 — Struktury wewnêtrzne i uziarnienie osadów pozakorytowych doliny dolnej Wis³y w Kotlinie Toruñskiej i Basenie Unis³awskim. Prz. Geogr., 75: 601–621.
KOWALCZEWSKI Z. 1966 — Budowa geologiczna antykliny or³owiñskiej w GórachŒwiêtokrzyskich. Kwart. Geol., 10: 582–583. KOWALSKI B. 2002 — Geneza i wiek osadów terasy zalewowej i nadzalewowej (wysokiej) œrodkowego odcinka doliny Lubrzanki w Górach Œwiêtokrzyskich. [W:] Jaœkowski B. (ed.) — Zagadnienia pery-glacja³u Polski i obszarów s¹siednich. Pr. Inst. Geogr. Akad. Œwiêtokrz. w Kielcach, 8: 151–216.
KOZARSKI S. 1991 — Warta — a case of a lowland river. [W:] Starkel L., Gregory K.J. & Thornes J.B. (ed.) —Temperate Palaeohy-drology. J. Wiley & Sons: 189–215.
KRYGOWSKA L. & KRYGOWSKI B. 1968 — The dynamics of sedi-mentary environments in the light of histogram types of grain abrasion. Geogr. Pol., 14: 87–92.
KRYGOWSKI B. 1964 — Graniformametria mechaniczna. Teoria i zastosowanie. Pr. Kom. Geogr.-Geol. PTPN, 2: 1–112.
KUYDOWICZ-TURKOWSKA K. 1976 — Typy kontaktów peryglacjal-nych osadów stokowych i rzeczperyglacjal-nych. Acta Geogr. Lodz., 37: 127–136. LINDNER L. 1984 — Region œwiêtokrzyski. [W:] Mojski J.E. (ed.) — Budowa Geologiczna Polski, tom 1, Stratygrafia, czêœæ 3b, Kenozoik — czwartorzêd. Wyd. Geol.: 33–35, 65–73, 113–145, 255–286, 326–330. LINDNER L. 2004 — Zarys stratygrafii plejstocenu regionu œwiêto-krzyskiego w œwietle nowych danych. [W:] So³tysik R. (ed.) — Czwar-torzêd obszaru Polski na tle struktur starszego pod³o¿a. Pr. Inst. Geogr. Akad. Œwiêtokrz. w Kielcach, 13: 7–31.
LINDNER L. 2005 — Nowe spojrzenie na liczbê, wiek i zasiêgi zlodo-waceñ œrodkowopolskich w po³udniowej czêœci œrodkowowschodniej Polski. Prz. Geol., 53: 145–150.
LOWE D.R. 1976 — Grain flow and grain flow deposits. J. Sedim. Petrol., 46. LUDWIKOWSKA-KÊDZIA M. 2000 — Ewolucja œrodkowego odcin-ka doliny Belnianki w póŸnym glacjale i holocenie. Wyd. Aodcin-kademickie „Dialog” Warszawa: 1–181.
LUDWIKOWSKA-KÊDZIA M. 2005 — Litostratygrafia plejstoceñskich teras nadzalewowych dolin rzek Belnianki i £agowicy w Górach Œwiê-tokrzyskich. [W:] Kotarba A., Krzemieñ K. & Œwiêchowicz J. (ed.) — Wspó³czesna ewolucja rzeŸby Polski. VII Zjazd Geomorfologów Polskich: 265–271.
LUDWIKOWSKA-KÊDZIA M. & OLSZAK I. 2000 — Terasa wysoka doliny Belnianki w rejonie S³opca Szlacheckiego — budowa i wiek osadów. [W:] Jaskowski B. (ed.) — Geomorfologia gór i wy¿yn— kontrowersje i nowe spojrzenia. Wyd. Inst. Geogr. AŒ w Kielcach: 76–78. LUDWIKOWSKA-KÊDZIA M. WIATRAK M., OLSZAK I. & NOSEK B. 2004 — Cechy litofacjalne i wiek terasy wy¿szej doliny £agowicy w rejonie Mas³owca pod £agowem na tle cech budowy geo-logicznej pod³o¿a. [W:] So³tysik R. (ed.) — RzeŸba i osady czwarto-rzêdowe na tle struktur starszego pod³o¿a obszaru Polski. III. Œwiêtokrzyskie spotkania geologiczno-geomorfologiczne. Wyd. Inst. Geogr. AŒ w Kielcach: 96–105.
£YCZEWSKA J. 1971 — Czwartorzêd regionu œwiêtokrzyskiego. Stratygra-fia kenozoiku Gór Œwiêtokrzyskich i ich obrze¿enia. Pr. Inst.. Geol., 64:5–86.
MIALL A.D. 1978 — Lithofacies types and vertical profile models in braided river deposits: a summary. Fluvial sedimentology. Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir, 5: 597–604.
MANIKOWSKA B.1992 — Procesy eoliczne w okresie 20 000–8 000 lat BP na obszarach piasków pokrywowych i wydm w Polsce. Przegl. Geol., 10: 595–597.
MICHNIAK R. 1969 — Petrografia górnego prekambru (ryfeju) i kambru wschodniej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich. Stud. Geol. Pol., 30: 1–101. MOJSKI J.E. 2005 — Ziemie Polskie w czwartorzedzie. Zarys morfo-genezy. Pañstw. Inst. Geol.: 1–405.
MURTON J.B.& French H.M. 1993 — Thermokrast involutions, Sum-mer Island. Pleistocene Mackenzie Delta, western Canadian Arctic. Permafrost and Periglacial Processes, 4: 217–229.
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 1978 — Rozwój rzeŸby fluwialnej pó³nocnej czêœci Kotliny Sandomierskiej w œwietle badañ sedymento-logicznych. Rozpr. UW, 120: 1–167.
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 1993 — Estimates of Late Glacial and Holocene aeolian activity in Belgium, Poland and Sweden. Boreas, 22:165–170.
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 1995 — Wybrane cechy teksturalne osa-dów i ich wartoœæ interpretacyjna. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. & Rutkowski J. (ed.) — Badania osadów czwartorzêdowych. WGiSR UW: 29–105. MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 1998 — Znaczenie interpretacyjne bry³ piaszczystych i ¿wirowych w osadach fluwialnych i fluwioglacjal-nych. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. (ed.) — Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzêdowych. WGiSR UW: 15–120. MYCIELSKA-DOWGIA££O E. & RUTKOWSKI J. 1995 — Badania osadów czwartorzêdowych. Wybrane metody i interpretacja wyników. WGISR UW: 3–356.
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. & RUTKOWSKI J. 2006 (w druku) — Badania osadów czwartorzêdowych. Wybrane metody i interpreta-cja wyników. WGiSR UW.
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. & WORONKO B. 2001 — Wybrane cechy sedymentologiczne osadów u³atwiaj¹ce ich podzia³
stratygraficz-ny, na przyk³adzie otworów Galumin 1, Koz³y K–1, Niksowizna i Olszewo Wêgorzewskie. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. (ed.) — Eolizacja osadów jako wskaŸnik stratygraficzny czwartorzêdu, WGiSR UW: 43–58. PETERA J. 2002 — Vistuliañskie osady dolinne w basenie uniejow-skim i ich wymowa paleogeograficzna. Acta Geogr. Lodz. 83: 1–164. PIETRZAK M. 2002 — Geomorfologiczne skutki zmian u¿ytkowania ziemi na Pogórzu Wiœnickim. Przemiany œrodowiska na Pogórzu Kar-packim, 2: 1–150.
PO¯ARYSKI W., MARUSZCZAK H. & LINDNER L. 1994a — Roz-wój plejstoceñskiej doliny Wis³y œrodkowej ze szczególnym uwzglêdnie-niem prze³omu przez wy¿yny po³udniowopolskie. Prz. Geol., 42: 532–541.
PO¯ARYSKI W., MARUSZCZAK H. & LINDNER L. 1994b — Chronostratygrafia osadów plejstoceñskich i rozwój doliny Wis³y œrod-kowej ze szczególnym uwzglêdnieniem prze³omu przez wy¿yny po³udniowopolskie. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 147: 1–58.
PO¯ARYSKI W., MARUSZCZAK H.& LINDNER L. 1999 — M³odo-czwartorzêdowe tarasy akumulacyjne i osady deluwialne w dolinie œrodkowej Wis³y. Prz. Geol., 47: 808–812.
RACINOWSKI R. 1995 — Analiza minera³ów ciê¿kich w badaniach osa-dów czwartorzêdowych Polski. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. & Rutkowski J. (ed.) — Badania osadów czwartorzêdowych. WGiSR UW: 151–166. RACINOWSKI R. 2000 — Niektóre problemy interpretacji wyników analiz minera³ów ciê¿kich w badaniach osadów czwartorzêdowych. Prz. Geol., 48: 354–360.
RACINOWSKI R. & RZECHOWSKI J. 1969 — Minera³y ciê¿kie w glinach zwa³owych Polski Œrodkowej. Kwart. Geol., 13: 479–490. RACINOWSKI R. & SZCZYPEK T 1969 — Prezentacja i interpreta-cja wyników badañ uziarnienia osadów czwartorzêdowych. Skrypt UŒ, 359: 1–143.
REDER J. 2004 — Ma³opolski Prze³om Wis³y — geneza i ewolucja. [W:] Dobrowolski R. & Terpi³owski S. (ed.) — Stan i zmiany œrodowiska geo-graficznego wybranych regionów wschodniej Polski. Wyd. UMCS: 9–22. ROMANEK A.& Z£ONKIEWICZ Z. 1992 — Mapa geologiczna Pol-ski w skali 1 : 200 000, ark. Sandomierz. Mapa bez utworów powierzchniowych. Mapa podstawowa w skali 1 : 50 000, ark £agów (853). Wyd. PAE S.A.
RÓ¯YCKI S.Z. 1972a — Plejstocen Polski Œrodkowej. Wyd. II. PWN. RÓ¯YCKI S.Z. 1972b — Problemy czwartorzêdu Gór Œwiêtokrzyskich. Rocz. Pol. Tow. Geol., 42: 67–79.
SIUTA J. & MOTOWICKA T. 1963 — Znaczenie wytr¹ceñ ¿elazistych w stratygrafii niektórych utworów czwartorzêdowych. Prz. Geogr., 35: 199–211. SMOLSKA E. 2003 — Cechy deluwiów na przyk³adzie osadów stoko-wych pagórka w okolicy £opuchowa na Poj. Suwalskim. Pr. i Stud. Geo-gr., 33: 45–57.
STARKEL L. 2001 — Historia doliny Wis³y od ostatniego zlodowace-nia do dziœ. Monografie 2, IGZiP PAN: 1–263.
STOCHLAK J. 1976 — Subregionalne zró¿nicowanie wykszta³cenia m³odoplejstoceñskich deluwiów na obszarze Wy¿yn Polski Po³udnio-wej i przyleg³ych nizin œrodkowopolskich. Prz. Geol., 10: 576–580. STOCHLAK J. 1978 — Struktury i tekstury m³odoplejstoceñskich osa-dów deluwialnych. Biul. Pañst. Inst Geol., 306: 115–174.
SUPERSON J. 1996 — Funkcjonowanie systemu fluwialnego wy¿ynnej czêœci dorzecza Wieprza w zlodowaceniu wis³y. Rozpr. UMCS, 43: 1–280. TEISSEYRE A.K. 1994 — Sp³yw stokowy i wspó³czesne osady delu-wialne w lessowym rejonie Henrykowa na Dolnym Œl¹sku. Acta Univ. Wratisl., Pr. Geol.-Mineral., 43: 1–189.
TURKOWSKA K. 1988 — Rozwój dolin rzecznych na Wy¿ynie £ódz-kiej w póŸnym czwartorzêdzie. Acta Geogr. Lodz., 57: 1–157. TWARDY J. 2000 — Deluwia neoholoceñskie — przyk³ady z Wy¿yny £ódzkiej. Acta Geogr. Lodz., 78: 135–173.
TWARDY J. 2003 — Cechy sedymentologiczne neoholoceñskich osa-dów stokowych na Wy¿ynie £ódzkiej i ich wartoœæ interpretacyjna. Prace i Studia Geogr., 33: 25–44.
VANDENBERGHE J. 1988 — Cryoturbatations. [W:] Clark M. (ed.) — Advances in Periglacial Geomorphology. J. Wiley, Chichester: 179–198. VANDENBERGHE J. 1992 — Cryoturbations: a sediment structural analysis. Permafrost and Periglacial Processes, 4: 121–135. WALCZOWSKI A. 1962 — Utwory czwartorzêdowe w okolicach Rakowa i £agowa. Kwart. Geol., 6:469–482.
WALCZOWSKI A. 1964 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1 : 50 000, ark. £agów (853). Wyd. Geol.
WALCZOWSKI A. 1968 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geolo-gicznej Polski w skali 1 : 50 000, ark. £agów (853). Wyd. Geol.:1–82. WRÓBLEWSKI T. 1977 — RzeŸba Gór Œwiêtokrzyskich. Rocz. Œwiê-tokrzyski 5: 9–22.
ZIELIÑSKI T. 1995 — Kod litofacjalny i litogenetyczny — konstrukcja i zastosowanie. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. & Rutkowski J.(ed.) — Badania osadów czwartorzêdowych. WGiSR UW: 220–235. ZIELIÑSKI T. 1998 — Litofacjalna identyfikacja osadów rzecznych. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. (ed.) — Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzêdowych. WGiSR UW:193–260.
Praca wp³ynê³a do redakcji 07.02.2006 r. Akceptowano do druku 17.09.2006 r.
