R O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O A N N A L E S D E L A S O C I E T E G E O L O G I Q U E D E P O L O G N E
T o m ( V o l u m e ) X X X V I — 1966' Z e s z y t ( F a s c i c u l e ) 4 * K r a k ó w 1966
/
STANISŁAW DŻUŁYŃSKI, ANDRZEJ HENKIEL, KAZIMIERZ KLIMEK JERZY POKORNY
R O Z W Ó J R Z E Ź B Y D O L I N N E J P O Ł U D N I O W E J C Z Ę Ś C I W Y Ż Y N Y K R A K O W S K I E J
(4 fig.)
The Development of Valleys in the Southern Part of the Cracow Upland
(4 Figs.)
S t r e s z c z e n i e : Rozwój sieci dolinnej w południowej części W yżyny K ra
kowskiej dokonał się po ustąpieniu morza tortońskiego a przed nadejściem zlodo
w acenia krakowskiego. U schyłku pliocenu, w w y n ik u w yprzątania osadów trzecio
rzędow ych z zapadliska krzeszowickiego, doszło do utworzenia subsekw entnej doliny Rudawy.
WSTĘP
Południow ą część W yżyny K rakow skiej rozcinają głębokie doliny, któ
rych wiek je st zagadnieniem spornym. Jed n i autorow ie uw ażali je za pa- leogeńskie ( L e w i ń s k i , 1914; D ż u ł y ń s k i, 1953), inni przypisują tym dolinom w iek potortoński (W a 1 c z a k, 1956; G r a d z i ń s k i , 1962), a n a
w et czw artorzędow y ( K u ź n i a r i S m o l e ń s k i , 1913).
Pogląd o przedtortońskim w ieku dolinek podkrakowskich rozw inął je
den z autorów ( D ż u ł y ń s k i , 1953), ale przesłanki, na których się oparł, okazały się błędne. U tw ory tortońskie nie w ypełniają bowiem erozyjnych dolin, jak to przyjm ow ał D ż u ł y ń s k i , a osady mioceńskie znalezione przez niego w Brzoskwini nie leżą w dolinie erozyjnej, lecz w drugorzęd
nym obniżeniu tektonicznym , w k tó ry m dopiero później rozwinęła się do
lina erozyjna ( G r a d z i ń s k i , 1962). Nie potw ierdziły się przypuszczenia 0 rzekom ym w ystępow aniu osadów mioceńskich w przełom owej dolinie R udaw y pod Skałą K m ity ( A l e x a n d r o w i c z o w a , 1960). Nie n a potkano również żadnych śladów osadów mioceńskich w jaskiniach, które są związane z obecną siecią dolinną ( G r a d z i ń s k i , 1962). W św ietle powyższych danych zachodzi potrzeba ponownego rozpatrzenia w ieku 1 pochodzenia dolin podkrakowskich i to jest przedm iotem niniejszego opracowania.
SIEĆ DOLINNA W YŻYNY KRAKOWSKIEJ
W zrębowych garbach i zapadliskach południowej części W yżyny K ra kowskiej rozwinęła się sieć dolinna (fig. 1), w której skład wchodzą:
1) Wąskie i głębokie doliny wcięte w płytę w yżyny na północ od rowu
krzeszowickiego i przecinające zrębowe garby na południe od tego za
padliska.
2) Szerokie i rozległe doliny w ykorzystujące w yprzątnięte i częściowo odgrzebane spod iłów mioceńskich row y tektoniczne.
Pierw sze z wymienionych dolin są konsekwentne, '^biegną łam anym i liniam i na południe i południowy wschód, zgodnie z ogólnym schodowym zapadaniem zaburzonej uskokam i wierzchowiny p ły ty krakow skiej.
Obszerne doliny w ykorzystujące zapadliska m ają przebieg na ogół rów-
Fig. 1. Plioceńska sieć dolinna południowej części W yżyny Krakow skiej: 1 — płyta w y ży n y i wzgórza zrębowe zbudowane ze skał paleozoicznych i mezozoicznych;
2 — zapadliska tektoniczne w y p ełn io n e osadami trzeciorzędowym i; 3 — uskoki stwierdzone; 4 — uskoki prawdopodobne; 5 — doliny o założeniach plioceńskich z zachow anym i fragm entam i teras c, d i e; 6 — prawdopodobny przebieg dolin plioceńskich w row ie krzeszow ickim i w zapadlisku Rybnej; 7 — kierunki pierwszej fazy przeciągnięć; 8 — najm łodsze doliny przełom owe; 9 — w spółczesna sieć rzeczna;
liO — obszar przedstaw iony na blokdiagram ie (fig. 4)
Fig. 1. P liocen e valleys in the southern part of the Cracow Upland: 1 — Cracow Plateau and horst-ridges; 2 — R ift-v a lley s filled w ith M iocene sedim ents; 3, 4 — fault scarps; 5 — P lio cen e valleys w ith rocky terraces c, d, and e; 6 — Presum ed courses of valleys in the K rzeszow ice and Rybna grabens; 7 — First phase of river capturing, 8 — Y oungest river captures; 9 — Present drainage pattern; 10 — Area
shown by fig. 4
noleżnikowy z zachodu na wschód. Są one poprzeczne i „subsekw entne”
w stosunku do poprzednio w ym ienionych dolin.
Dzisiejsze odwodnienie W yżyny Krakowskiej jest uzależnione od sub- sekw entnej rzeki Rudawy, k tóra zbiera wody potoków spływ ających ja ram i od północy do zapadliska krzeszowickiego i odwadnia północną część garbu tenczyńskiego. W krajobrazie w yżyny jest to rys stosunkowo młody, dopiero bowiem w yprzątnięcie mało odpornych osadów z zapadliska krze
szowickiego i postępujące od wschodu przeciąganie rzek doprowadziło do utw orzenia się R udaw y i spowodowało przerw anie starego, konsekw ent
nego spływu.
MARTWE PRZEŁOMY W GABRIE TENCZYŃSKIM
— 331 —
Istotne znaczenie dla odtworzenia pierw otnej konsekw entnej sieci do
linnej na W yżynie K rakowskiej m ają głębokie doliny przecinające zrębo
w y garb 'tenczyński (fig. 2). Doliny te są niewspółm iernie szerokie w sto
sunku do w ykorzystujących je obecnie potoków; z w yjątkiem przełom u R udaw y pod Skałą K m ity koło Zabierzowa, są one współcześnie odwad
niane zarówno na północ do rowu krzeszowickiego, jak i na południe do zapadliska Rybnej (fig. 1, 2).
Fig. 2. M artw e przełom y w garbie tenczyńskim : 1 — przebieg m artw ych dolin w gar
bie Tenczyńskim ; 2 — odcinki dolin zasypane utworam i czw artorzędowym i o dużej miąższości; 3 — m łode doliny przełom owe; A — Dolina L iguniow ego potoku; B — D olina Borowca; C — Dolina N ielepicka; D — D olina K leszczowska; E — zasypana
dolina bez nazwy; F — Zapustny Dół
Fig. 2. Beheaded va lley s and w in d -gap s in the Tenczynek horst ridge: 1, 2 — parts of valleys burried underneath Quaternary sedim ents, 3 — youngest river captures
Dolinne działy wodne pomiędzy tym i dwoma zlewiskami są zbudowane w yłącznie z utw orów czw artorzędow ych i leżą od kilkunastu do kilku
dziesięciu m etrów niżej wierzchowiny garbu, tworząc szerokie i płaskie przełęcze (wind gaps) przeryw ające ciągłość przedczw artorzędow ych do
lin/ 1.
1 Miąższość utw orów czwartorzędowych, żwirów, piasków fluw ioglacjalnych,
Bezpośrednich dowodów na istnienie takiej ciągłości dostarczają ba
dania nad terasam i skalnymi, które w dolinach odwadnianych obecnie na północ do row u krzeszowickiego, obniżają się stale ku południowi, a więc w kierunku przeciw nym do spadku dzisiejszych dolin. Najwyższa terasa skalna przechodzi ponad w spom nianym i wododziałami, niższe terasy k ry ją się na pew nych odcinkach pod pokryw ą osadów czw artorzędowych i w y n u rzają się spod nich ponownie po południowej stronie wododziałów na wysokości nieco niższej niż poprzednio (fig. 3). Omawiane doliny są zatem m artw ym i przełom am i przecinającym i w' poprzek garb tenczyński. Ich górnych biegów dopatryw ać się należy w jarach uchodzących od północy do rowu krzeszowickiego (fig. 1).
TERASY SKALNE W DOLINACH
Na zboczach konsekw entnych dolin pojaw iają się trzy główne poziomy te ra s skalnych, które prześledzić można we wszystkich większych doli
nach konsekw entnych południowej części W yżyny K rakow skiej (dwie z nich zostały rozpoznane w dolinach Będkowskiej, K obylanki i P rąd n ik a przez W a l c z a k a (1956) oraz D r z a ł ó w n ę (1953)). Zaznaczają się one na zboczach bądź jako spłaszczenia i listwy, bądź zachowały się we fragm entach na odosobnionych skałkach.
Terasy skalne, licząc od najwyższej, będziem y określali literam i c, d i e, przyjm ując za a poziom najwyższych wyniosłości rozpoznanych jako ostańce-m ogoty ( K l i m a s z e w s k i , 1958; P o k o r n y , 1963), za b trze
ciorzędową powierzchnię zrównania wierzchowinowego.
O dstępy m iędzy terasam i skalnym i w środkowych i dolnych 2 biegach konsekw entnych dolin są dość stałe i wynoszą:
c—d, 25—35 m d—e, 10— 20 m
natom iast wysokość ich nad dzisiejsze akum ulacyjne dna dolin jest zm ien
na (fig. 3).
Spadek teras skalnych u trzy m u je się przeciętnie w granicach 5— 10°/oo, choć zdarzają się od tego odstępstwa.
Terasa c odtworzona w przekroju doliny daje zazwyczaj zarys łagodnej niecki, nie zawsze w yraźnie odcinającej się od wierzchowiny. N atom iast terasa d oddzielona bywa od c i e istromymi zerwami lub skałkami. T era
sa e uryw a się zazwyczaj nad pionowymi i często przewieszonym i ścian
kam i a rozcięte i odosobnione pozostałości tego poziomu w wapieniach skalistych tw orzą malownicze bram ki u w ylotu bocznych dolin (np. B ra ma: K rakow ska w dolinie Prądnika).
Rozcięcie poziomu e jest niejednakowe, nie wszędzie m iało ono miejsce i nie wszędzie osiągnęło jednakow ą głębokość. O kres rozcinania poziomu e wiąże się bowiem ze zm ianam i sieci rzecznej i z pow staniem przeciągnięć w rowie krzeszowickim. W dolinach, które nie u traciły łączności ze swymi
glin lessow ych, a niekiedy i m orenow ych dochodzi do kilkudziesięciu m etrów . Np.
w przełęczy Kopce m iędzy doliną Sanki a doliną Borowca stwierdzona miąższość czwartorzędu w y n osi 40 m. Podobną miąższość m ają utwory czwartorzędowe odsło
n ięte w dobrych odkrywkach w dolinie N ielepickiej.
2 Za „dolne” biegi uw ażam y w y m ien io n e poprzednio m artw e przełom y w garbie tenczyńskim , a za „środkowe” natom iast dolne odcinki jarów uchodzących od p ół
n ocy do rowu krzeszowickiego.
Fig. 3. Przekroje p o d łu żn e dolin w p o łu d n io w ej części W y ż y n y oraz m a r tw y c h p rzełom ów w garb ie T en czy ń sk im : c , d , e — sk a ln e tera sy
L in ia ciągła u dołu — o b ecn e dna dolin; ob szary za k ro p k o w a n e — u tw o r y c z w a rto rzędow e; s k o ś n e k resk i — dno sk a ln e
Fig. 3. L o n gitu d in al se ctio n s o f v a lle y s w ith rock y terraces c, d , and e L o w e r m o st solid lin e — p resen t flo o r s of v a lle y s ; D otted areas b e lo w th e lo w erm o st solid lin e — Q uaternary se d im e n ts , short d ia g o n a l lin e s m a rk th e rock y floor
m 4 0 0
3 0 0
200
górnym i biegami lub u traciły ją późno, rozcięcie sięga niekiedy kilku
dziesięciu metrów. I tak np. dno skalne w przełom ie R udaw y pod Skałą K m ity znajduje się na głębokości 20 m poniżej dzisiejszego ak u m ulacyj
nego dna doliny ( A l e x a n d r o w i c z o w a , 1960). Ponieważ terasa e, która pokryw a się ze szczytem Skały K m ity wznosi się 25 m nad dzisiej
szym dnem doliny, zatem rozcięcie poziomu e wynosi w tym m iejscu 45 m.
Tak głębokie rozcięcie w tej dolinie miało, jak zobaczymy, doniosłe zna
czenie dla zmian w sieci rzecznej, jakie nastąpiły w związku z rozcina
niem poziomu e i pojawieniem się przeciągnięć w zapadlisku krzeszo
wickim.
Nie we wszystkich dolinach w ystępuje pełny zestaw teras skalnych.
Dotyczy to zwłaszcza najstarszych m artw ych przełomów, w których za
znaczają się tylko najwyższe terasy c i d. Są natom iast takie miejsca w do
linach, w których mogą się pojawić dodatkowe poziomy o ograniczonym zasięgu, czego przykładem jest w yraźna skalna terasa regresyjna w do
linie P rądnika zaznaczająca się jako poziom / na odcinku m iędzy zamkiem w Ojcowie a Pieskową Skałą. Są także na W yżynie K rakow skiej doliny zupełnie pozbawione teras skalnych. Pom inąw szy młode wciosy na k r a wędziach odgrzebanych zrębów lub doliny pochodzenia tektonicznego, w ym ienim y tu głębokie ja ry Mnikowa i Popówki, które są n ajp raw d o podobniej młodymi dolinkami przełomowymi.
STOSUNEK TERAS SKALNYCH DO USKOKÓW
Położenie hipsom etryczne wszystkich stwierdzonych poziomów ero
zyjnych jest niezależne od wielkości zrzutów jednostek tektonicznych.
T erasy skalne nie są zaburzone uskokam i (fig. 3). Odnosi się to n ie tylko do m niejszych przesunięć tektonicznych, ale i do dużych uskoków scho
dowych obrzeżających zapadliska. Dlatego też te ra sy skalne zajm ują różne położenie w stosunku do powierzchni zrównania, która jest starsza od tortońskich ruchów uskokowych i tym i uskokam i zaburzona.
Na północ od schodowych uskoków północnej kraw ędzi zapadliska krzeszowickiego powierzchnia zrównania b przebiega nad poziomem c, przy czym różnica wysokości między terasą skalną c a wierzchow iną b dochodzi m iejscam i do 100 m (fig. 3).
W strefie schodowych uskoków obrzeżających rów krzeszowicki terasy skalne wychodzą „w pow ietrze” lub pokryw ają się z obniżoną tektonicznie wierzchow iną b. Poziom c uryw a się już n a pierw szych uskokach scho
dowych. Podobnie u ry w a ją sie kolejno poziomv d i e w m iarę, jak zrzu
cona uskokam i wierzchowina b zajm uje coraz to niższe położenie kry jąc się pod trzeciorzędow ym i osadami w ypełniającym i zapadlisko (fig. 4).
Obniżonych erozyjnie śladów poziomu e można miejscam i dopatrzyć się w „mioceńskich” wyniosłościach wzdłuż północnego brzegu row u k rze
szowickiego ( W a l c z a k , 1956), ale tam, gdzie erozia w głębna sięgnęła głębiej również i terasa e uryw a się na stopniach uskokowych i leży po
nad dzisiejszym dnem doliny Rudawy.
T erasy skalne, k tóre wychodzą „w pow ietrze” na północnym brzegu row u krzeszowickiego poiawiaia sie ponownie no iego południowej stro nie p rz y wejściu do m artw ych przełomów w garbie tenczyńskim. Z ajm ują one tu położenie przecietnie 10— 15 m niższe od "Dołożenia odpowiadaią- cych im poziomów na północnym brzegu zapadliska. Ta różnica wysokości odpowiada spadkowi 4°/oo, a więc nieco mniej, niż wynosi przeciętny spadek te ra s skalnych w obszarach zrębowych.
— 334 —
Fig. 4 a, b, c, d. Blokdiagram y przedstaw iające etapy rozwoju sieci dolinnej. 1 — Racławka; 2 — Szklarka; 3 — Będkówka; 4 — Dolina Karniowicka; 5 — Dolina Bolechowicka; 6 — D olina Kluczwody; 1'- — D olina Borowrca; 2' — D olina N iele- picka; 3' — Dolina K leszczowska; 4' — dolina bez nazw y uchodząca do D oliny
Aleksandrow ickiej; 5' — Zapustny Dół; 6' — przełom Rudaw y pod Skałą Kmity.
Pola zakropkowane — utwory m ioceńskie
Fig. 4 a, b, c, d. Blockdiagrarns show ing the developm ent of river v a lley s in the southern part of the Cracow Upland. Dotted areas — Miocene sedim ents
— 336 —
Na garbie tenczyńskim powierzchnia zrów nania b jest tektonicznie zrzucona niem al o 100 m w stosunku do tej samej powierzchni w obsza
rze na północ od zapadliska krzeszowickiego. Z tego powodu wszystkie terasy skalne w obrębie garbu tenczyńskiego znajdują się odpowiednio bliżej jego w ierzchow iny (fig. 3).
W idzimy zatem, iż terasy skalne nie są zaburzone uskokami rowu krzeszowickiego. Podobne stosunki obserw ujem y również wzdłuż k raw ę
dzi zapadliska Rybnej i zrębowego garbu Przegini Duchownej, Sieć do
linna W yżyny K rakowskiej musi być zatem młodsza od tortońskiej fazy uskokowej w brew pierw otnym poglądom D ż u ł y ń s k i e g o (1953), a zgodnie z przypuszczeniem w yrażonym ostatnio przez G r a d z i ń s k i e - g o (1962). Z powyższego wynika, iż m artw e przełom y w garbie tenczyń
skim nie są odgrzebanymi spod utw orów mioceńskich dolinami, lecz po- mioceńskimi przełom am i epigenetycznymi.
ODTWORZENIE PIERWOTNEJ KONSEKWENCJI SIECI DOLINNEJ
P orów nując bezwzględne wysokości te ra s skalnych w profilach podłuż
nych dolin po obu stronach rowu krzeszowickiego można wysunąć n astę
pujące wnioski:
1) Pierw otnym przedłużeniem doliny Czernki była form a erozyjna w Rzeczkach (pod Tenczynkiem), która w okresie poprzedzającym zasy
panie czwartorzędowe mogła łączyć się albo z doliną Liguniowego Potoku (potok Rudno) i z przełom em w Przegini albo i doliną Sanki 3. W każdym bądź razie konsekw entny przepływ przez garb tenczyński istniał w tym miejscu jeszcze w okresie rozcinania poziomu e (fig. 1, 3).
2) Dolina Racławki łączyła się pierw otnie z doliną Borowca i Sanki, a konsekw entny przepływ tym i dolinami utrzym yw ał się również w okre
sie rozcinania poziomu e. P o utw orzeniu się poziomu d, a przed rozcię
ciem e Racławka przeciągnęła wody daw nej Szklarki za pośrednictw em małego cieku, k tó ry rozwinął się wzdłuż uskoku 4 (fig. 1, 3, 4).
3) Poziomy c i d w dolinie Szklarki wiążą się z odpowiednimi pozioma
mi w dolinie Nielepickiej, a śladem istniejącego niegdyś połączenia m ię
dzy tym i dolinami jest kró tk i zasypany odcinek m artw ej doliny w Rad- wanowicach (miąższość zasypania czwartorzędowego sięga tu co najm niej
16 m (fig. 1, 3, 4).
W okresie rozcinania poziomu d Dolina Nielepicka utraciła w praw dzie połączenie ze swoim pierw otnym obszarem źródłowym, ale uzyskała w ody płynącej wyżej Będkówki. Przeciągnięcie to nastąpiło w rowie krzeszo
wickim i umożliwiło dalsze konsekw entne rozcinanie poziomu d w Dolinie Nielepickiej i w jej przedłużeniu w k ierunku Brzoskwini i Aleksandrowie.
Zagadnienie konsekwentnego spadku poziomu e w tej dolinie oraz ew en
tualnego jego konsekwentnego rozcięcia pozostaje jeszcze nie rozwiązane.
3 D okładne u stalenie przebiegu doliny na południe od Tenczynka jest trudne, poniew aż m iąższość zasypania czwartorzędowego sięga tu kilkudziesięciu m etrów, a przykryte nim form y erozyjne rozw inęły się w m iękkich i rozsypliw ych osadach karbońskich i środkowojurąjskich. Formy te m ogły również ulec zmianom w czw ar
torzędzie.
4 U zbiegu doliny Szklarki z R acław ką znajduje się w iszące zakole z górą m eandrow ą (poziom e). Być może, iż podcięcie lew ego brzegu R acław ki przez zakole ułatw iło przeciągnięcie Szklarki.
W przedłużeniu doliny Nielepickiej jak dotąd poziomu e nie udało się jednoznacznie zidentyfikować z uw agi na zasypanie czw artorzędow e i tek
toniczne założenia doliny w Brzoskwini i A leksandrowicach (fig. 1, 3).
4) T erasy skalne c i d w Dolinie Będkowskiej naw iązują do odpowia
dających im te ra s w naprzeciwległej Dolinie Kleszczowskiej i są poło
żone wyżej niż terasy c i d w pozostałych dolinach (fig. 3). W Dolinie Kleszczowskiej nie ma konsekw entnego rozcięcia poziomu d, jest n ato m iast rozcięcie obsekwentne. Skalne dno doliny w jej północnej części opada stromo ku zapadlisku krzeszowickiemu kończąc się na kraw ędzi row u w yraźnym spłaszczeniem. To spłaszczenie znajduje się w prawdzie na wysokości poziomu e w sąsiedniej Dolinie Nielepickiej, ale zapada ku północy. Zatem w okresie rozcinania poziomu d Dolina Kleszczowska była już m artw y m przełomem, a zachowane u jej w ylotu do rowu krzeszo
wickiego niewielkie spłaszczenie e naw iązuje już do zmienionego w tym czasie kierunku spływu.
5) Przedłużeniem Doliny K arniow ickiej była obszerna dolina, której odgrzebany spod utw orów czw artorzędow ych odcinek zaznacza się jako duża form a erozyjna między Burow em a Kleszczowem (fig. 2). Dzisiejszy górny bieg owej doliny jest zasypany glinami lessowymi i ledwie zaznacza się jako płytkie i płaskie obniżenie w garbie tenczyńskim. W owym obni
żeniu pod osadami czw artorzędow ym i znajduje się rozcięty konsekw entnie poziom d, a zatem po utw orzeniu tego poziomu nastąpiło przerw anie po
łączenia z Doliną Karniowicką, przeciągniętą przez potok Bolechowicki.
6) Dolina Bolechowicka w poziomie c i d łączyła się z m a rtw y m prze
łomem w Z apustnym Dole i obecną doliną Szczyglicką (fig. 1, 3, 4). P o ziom d jest w Zapustnym Dole głęboko i konsekw entnie rozcięty, nie w iem y natom iast czy istniał tu ta j konsekw entny przepływ w okresie tw o
rzenia się poziomu e. Ten ostatni pokryw a się ze skalnym dnem doliny u jej w ylotu do rowu krzeszowickiego i odsłania się na niewielkim obsza
rze. W każdym bądź razie poziom ten (pominąwszy m łody obsekwentny wcios) nie jest konsekw entnie rozcięty i nie tw orzy te ra sy skalnej.
W okresie rozcinania' poziomu e połączone wody Będkówki i potoku Bo- lechowickiego zostały zatem przeciągnięte przez znacznie niżej płynącą Rudaw ę (fig. 4).
7) Przedłużeniem Kluczwody była dolina biegnąca na linii dzisiejszego przełom u R udaw y pod Skałą Km ity. W porów naniu z innym i dotąd oma
w ianym i dolinami poziomy c, d i e znajdują się w tym przełom ie n a j
niżej, a poziom e jest tu najgłębiej rozcięty (fig. 3, 4).
8) W dolinie P rąd n ik a konsekw entny przepływ utrzym yw ał się bez zmian n a całej długości doliny, a poziomy c, d i e są tu doskonale zachowane w tw ardych wapieniach skalistych (fig. 3). Rozcięty poziom e tw orzy m a
lownicze bram ki (np. Bram a K rakow ska w Ojcowie) i iglice skalne. Na tym poziomie znajdują się również ru in y zamku ojcowskiego (wieża zam
kowa zbudowana została na skałce wzniesionej nieco ponad poziom e) oraz cokół Maczugi H erkulesa (jej szczyt to obniżony poziom c).
Między Ojcowem a zamkiem w Pieskowej Skale niżej poziomu e zaznacza się w yraźna terasa skalna wznosząca się kilka m etrów ponad dzisiejszym akum ulacyjnym dnem doliny. Je st to terasa regresyjna zwią
zana z istniejącym niegdyś progiem skalnym (wodospadem), którego ślad zachował się w wąskiej gardzieli u stóp ojcowskiego zamku. Na wysokości terasy regresyjnej znajduje się również okno skalne jako św ia
dectwo krótkotrw ałego zapewne podziemnego przepływ u wód przez próg.
22 R o c z n i k P T G T o m X X X V I / 4
— 338 —
Z przedstaw ionych danych wynika, iż w skład konsekw entnej sieci dolinnej wchodziły słabo rozgałęzione doliny epigenetyczne biegnące p ro stopadle do głównych schodowych załam ań tektonicznych. Podstaw ą ero
zyjną owych rzek była dolina W isły na odcinku od Kam ienia po Kraków.
WIEK DOLIN WYŻYNY KRAKOWSKIEJ
Najmłodsza faza uskokowa, która doprowadziła do utw orzenia się zrębów i zapadlisk zaznaczających się w krajobrazie W yżyny Krakowskiej, przypada na torton ( B o g a c z , 1959; A l e x a n d r o w i c z , 1964). P onie
waż te ra sy skalne nie są tym i uskokami zaburzone, rozwój sieci dolinnej należy odnieść do okresu od ustąpienia morza tortońskiego do nadejścia zlodowacenia krakowskiego. Osady tego zlodowacenia w ypełniły ukształ
towane już doliny, gdyż utw ory morenowe w ystępują w Dolinie N iele
pickiej, w Brzoskwini i w dnie form y erozyjnej n a południe od Ten- czynka.
Rozwój sieci dolinnej w tej postaci, w jakiej ją dzisiaj widzimy, do
konał się praw dopodobnie w pliocenie, który, jak wiemy, był okresem wzmożonej erozji na całym obszarze południowej Polski ( K l i m a s z e w- s k i, 1958). Bliższe ustalenie w ieku poszczególnych faz rozwoju zazna
czonych rozcięciami poziomów c, d i e wymaga jednak dalszych badań, któreby objęły również porównanie z terasam i skalnym i w K arpatach ( K l i m a s z e w s k i , 1965; S t a r k e 1, 1965) oraz porównanie z datow a
nym i osadami plioceńskimi w dolinie W isły jak np. seria witowska (K u- c i a - L u b e l s k a , 1966; S t a r k e 1, 1966).
Większe jaskinie na W yżynie Krakowskiej są związane z określonymi poziomami ( B a l i c k a , 1953; G r a d z i ń s k i i W ó j c i k , 1966), które odpowiadają wyróżnionym w tej pracy terasom skalnym. W okolicach leżących na północny zachód od obszaru objętego naszymi badaniam i zna
leziono, w wysoko położonych jaskiniach, fauny środkowo- i górnoplio- ceńskie ( K o w a l s k i , 1956, 1964). Korelacja tych stanowisk z terasam i skalnym i nie została dotychczas przeprowadzona. Jeżeli jednak, co w ydaje się prawdopodobne, stanowiska te odpowiadają najwyższej terasie sk al
nej c w południowej części W yżyny Krakowskiej, to można by przyjąć, że poziom c utw orzył się co najm niej w środkowym pliocenie. Poziomy niższe byłyby od niego młodsze, górnoplioceńskie, z tym że głębokie rozcięcie najniższego poziomu mogło się naw et dokonać w dolnym i środkowym czwartorzędzie. Zbadane dotychczas jaskinie W yżyny K rakow skiej z po
ziomów d i e nie dostarczyły jak dotąd faun starszych od czw artorzędu ( K o w a l s k i , 1964).
ROZWÓJ SIECI DOLINNEJ NA WYŻYNIE KRAKOWSKIEJ
Badania nad terasam i skalnym i pozw alają na prześledzenie etapów rozwoju sieci dolinnej w kolejności, w jakiej te etapy po sobie następo
wały.
Nie wiem y dokładnie, jakie było pierw otne ukształtow anie pow ierzch
ni świeżo w ynurzonego lądu poza tym , że cały lub praw ie cały obszar południowej części W yżyny K rakowskiej był po k ry ty mioceńskimi utw o
ram i (utw ory mioceńskie w Wielkiej Wsi znajdują się na wysokości 380 m npm.). W skazuje na to sam przebieg konsekw entnych dolin. Mogły się
one utworzyć jedynie w w ypadku całkowitego w ypełnienia zapadliska krzeszowickiego osadami trzeciorzędowymi i pokrycia przez nie garbu
tenczyńsikiego. #
Ląd, o którym mowa, był zapewne płaski o słabo zróżnicowanej rzeź
bie. Jodnak już w okresie jego w ynurzania się mogły na jego powierzchni zaznaczyć uprzyw ilejow ane kierunki spływ u na południe i południowy wschód. Je st bowiem rzeczą godną uwagi, iż konsekw entne doliny biegną prostopadle do głównych schodowych zapadnięć tektonicznych. W strefie row u krzeszowickiego, którego oś jest równoleżnikowa, konsekw entne do
liny przebiegają z północy na południe, natom iast w południowej części garbu tenczyńskiego skręcają one ku południowem u wschodowi, a więc prostopadle do osi zapadliska Cholerzyn—Półwieś. To znam ienne załam a
nie biegu dolin nasuw a przypuszczenie, iż uskoki obrzeżające zapadlisko Cholerzyn—-Półwieś zaznaczyły się jako łagodna fleksura również i na powierzchni utw orów mioceńskich.
Rzeki spływające z obszaru dzisiejszej W yżyny K rakow skiej ku zazna
czającemu się w owym czasie obniżeniu u brzegu nasunięcia karpackiego (doliny Wisły), żłobiły swoje koryta początkowo wyłącznie w utw orach trzeciorzędowych. Z biegiem czasu docięły się one do pocknioceńskiego podłoża osiągając je na różnych głębokościach, i to wyłącznie nad obsza
ram i zrębowymi, nad którym i miąższość osadu trzeciorzędowego była sto
sunkowo nieznaczna. Z chw ilą osiągnięcia przez niektóre rzeki wyniesio
nych części podłoża miocenu w rozwoju konsekw entnej sieci dolinnej zaistniał stan równowagi nietrw ałej, któ ry zwiększał się ustawicznie w miarę pogłębiania się dolin. To pogłębianie odbywało się w etapach rozdzielonych okresami zastoju i wzmożonej erozji bocznej, w w yniku której utw orzyły się poziomy c, d i e. Rozcięcie tych poziomów wiąże się przypuszczalnie z okresami dźwigania się obszaru krakowskiego ( K1 i- m a s z e w s k i , 1958).
Pierwsze zm iany w konsekw entnej sieci dolinnej i pierwsze prze
ciągnięcia w ystąpiły nad zagadkowym garbem w podłożu trzeciorzędu, w miejscu, w którym przecina go rów krzeszowicki. Rzeki płynące po owym garbie wzdłuż jego osi dotarły wcześniej do tw ardego podtrzecio- rzędowego podłoża niż te, których koryta znajdow ały się po bokach garbu.
S tąd już w początkowym okresie rozcinania, dna tych dolin znajdow ały się na różnej wysokości. Te różnice stały się powodem pierwszych przeciąg
nięć w rowie krzeszowickim (fig. 1).
Na dalszym rozwoju sieci dolinnej zaważyło ukształtowanie pow ierzch
ni u styku trzech jednostek morfologiczno-tektonicznych: K arpat, K otliny Sandom ierskiej i W yżyny Krakowskiej. W m iarę obniżania się podstaw y erozyjnej w K otlinie Sandomierskiej i wywołanej tym erozji wstecznej w dolinie W isły zaznaczyła się na Wyżynie Krakowskiej postępująca od wschodu tendencja do przeciągania rzek w równoleżnikowych zapadli
skach. Główna faza przeciągania przypada na okres rozcinania poziomu e, prawdopodobnie u schyłku pliocenu lub naw et z początkiem czwartorzędu.
Rzeką przeciągającą stał się strum ień w ypływ ający z doliny Kluczwody przez obecny przełom R udaw y pod Skałą Kmity. S trum ień ten wpadał do' Wisły, która prawdopodobnie w owym czasie opływała od północy zrębowe wzgórze Lasu Wolskiego (Z a r ę c z n y, 1894; T y c z y ń s k a , 1963; K m i e t o w i c z - D r a t h o w a, 1965). Z tego powodu jego pod
staw a erozyjna leżała niżej niż podstaw a erozyjna rzek płynących w ob
szarze położonym bardziej na zachód i uchodzących do W isły powyżej Krakowa. Gdy rozcięcie poziomu e doszło do zapadliska krzeszowickiego
22*
— 340 —
wypełnionego m iękkim i osadami i już w tedy w znacznej m ierze odgrzeba
nego, zaistniały tam dogodne w arunki do przeciągnięć. W pierw szej ko
lejności przeciągnięty został strum ień płynący przez Z apustny Dół, czyli potoki K arniow icki i Bolechowicki, a później Będkówka, Racławka i Czernka, które połączyły się w subsekw entną rzeczkę Rudawę. Subss- kw entne rozcięcia erozyjne w ystąpiły również w zapadlisku Rybnej.
W związku z tym pow stały praw dopodobnie krótkie dolinki przełomowe Mnikowa i Popówki, p rzy czym pierwsza z nich utw orzyła się praw dopo
dobnie p rzy udziale zjawisk krasow ych ( K l i m a s z e w s k i , 1958). P rz e
ciągnięcie przez ja r Manikowski wód doliny Sanki m iało m iejsce w okresie rozcinania poziomu e i zapewne na krótko przed przerw aniem konse
kw entnego przepływ u z północy. Nie doszło bowiem do poszerzenia prze
łomu Mnikowskiego, k tó ry zachował swoją pierw otną postać wąskiej k ra sowej gardzieli. Przeciągnięcie w Popówce nastąpiło praw dopodobnie nieco wcześniej.
*
* *
Przyjęcie potortońskiego wieku dolin pociąga za sobą możliwość roz
ciągnięcia okresu, w k tó ry m tw orzyła się powierzchnia zrów nania w ierz
chowinowego b na oligocen włącznie. Powierzchnia ta jest, obok plio- ceńskich dolin i tortońskich zrębów tektonicznych, znam iennym rysem krajobrazu dzisiejszej W yżyny K rakowskiej. Zarysow ują się na niej nie
równości przedtortońskie, do których zaliczamy w spom niany garb bieg
nący z północy na południe (z lekkim odchyleniem ku SE) od Jerzm anow ic po Kleszczów. Łagodność skłonów owego garbu odróżnia go od zrębowych wzgórz tortońskiego wieku i nie jest wykluczone, że stanowi on zdenu- dow any odcinek jakiegoś elem entu tektonicznego odpowiadającego s ta r
szej doinotrzeciorzędowej fazie ruchów uskokowych.
Do starszych, eoceńskich form zalicza się również ostańce mogoty, k tóre są bez w ątpienia w ypreparow anym i tw ardzielam i ( K l i m a s z e w s k i , 1958; P o k o r n y , 1963). Należałoby jednak zwrócić uwagę na moż
liwość nieco młodszego pochodzenia tych form. Z końcem to rto n u i w dol
nym pliocenie najw yżej położone części W yżyny K rakow skiej tworzyły niski płaskowyż n a granicy nie krasow iejących iłów trzeciorzędowych.
Mogło zatem wówczas dojść do utw orzenia się poi ja m arginalnego i rów niny krasowej z ostańcami. Zagadnienie to w ym aga jednak dalszych badań.
Na zakończenie pragniem y podziękować prof. M. K l i m a s z e w s k i e- m u i prof. A. M a l i c k i e m u za przeglądnięcie tekstu i cenne uwagi.
Dziękujem y również doc. drow i L, S t a r k ł o w i za przedyskutow anie pew nych problem ów itej pracy oraz drowi K. B o g a c z o w i i drowi R. G r a d z i ń s k i e m u za uczestniczenie w wycieczkach i owocną d y skusję.
K a t e d r a Geografii Fizyc zne j UMCS Lublin I n s t y tu t Geografii P A N Kraków
K a t e d r a Geografii Fizyc zne j UJ Kraków
WYKAZ LITERATURY REFERENCES
A l e x a n d r o w i c z S. (1964), Przejaw y tektoniki m ioceńskiej w Zagłębiu Górno
śląskim (Miocene tectonic in the Upper S ilesian Basin). A c t a geol. pol. 14, W ar
szawa.
A l e x a n d r o w i c z Z. (1960), Przełom R udaw y pod Skałą K m ity koło Zabierzowa.
Ch r oń m y p r zy r. ojcz. 16, Kraków.
B a l i c k a A. (1952), Geologia okolic Ojcowa. M aszynopis Kat. Geol. UJ.
B o g a c z K. (1959), N ew data on the geological structure of the K rzeszow ice Graben.
Bull. Acad. Pol. Sc. Cl. I ll, Warszawa.
D r ż a ł M. (1954), Morfologia dorzecza Prądnika (Morphology of the Prądnik river basin). Ochr. Przyr. 2.2, Krakow.
D ż u ł y ń s k i S. (l'&53), T ektonika południow ej części W yżyny K rakow skiej (Tecto
nics of the southern part of the Cracow Upland), A ct a geol. pol. 3, W arszawa.
G r a d z i ń s k i R. (1960), Przew odnik geologiczny po okolicach Krakowa. Warszawa.
G r a d z i ń s k i R. (1962),-Rozwój podziem nych form krasow ych w południow ej czę
ści W yżyny K rakow skiej (Origin and developm ent of subterranean, karst in the southern part of the Cracow Upland). Rocz. Pol. Tovp. Geol. 32, Kraków.
G r a d z i ń s k i R., W ó j c k i Z. (1966), O krasie kopalnym w Polsce. Pr. Muz. Ziemi.
(w druku).
K l i m a s z e w s k i M. (1958a), Rozwój geom orfologiczny terytorium Polski w okre
sie przedczwartorzędowym (The geom orphological developm ent of Poland’s terri
tory in the Pre-Q uaternary Period). Prz. geogr. 30, Warszawa.
K l i m a s z e w s k i M. (1958b), N ow e poglądy na rozwój rzeźby krasowej (Modern view s on the d evelopm ent of the karstic relief). Prz. geogr. 30, Warszawa.
K m i e t o w i c z - D r a t h o w a I. (1964a), Podłoże podczwartorzędowe Krakowa i u kształtow anie stropu m iocenu. Sp ra w. Posiedź. Komis. Geol. P A N Oddz. K r a ków.
K m i e t o w i c z - D r a t h o w a I. (1964b), Rys budowy geologicznej czwartorzędu Krakowa. S p r a w . Posiedź. Kom is. Geol. P A N Oddz. K r a k ó w .
K o w a l s k i K. (1956), Insectivores, bats and rodents from the early P leistocen e bone breccia of P odlesice near Kroczyce (Poland). A c t a paleont. pol. 1, Warszawa.
K o w a l s k i K. (1964), Paleoekologia ssaków pliocenu i w czesnego p lejstocenu P o l
ski. A c t a theriol. 8.
K u c i a - L u b e l s k a M. (1966), W iek serii w itow sk iej w św ietle badań m inerałów ciężkich (.The age of the W itów series based on the h eavy m ineral assem blages).
Rocz. Pol. Tow. Geol. 36, Kraków.
K u ź n i a r W. , S m o l e ń s k i J. (1913), Zur Geschichte der W eichsel-O der W asser- scheide. Buli. Intern. Acad. Sc. Ser. A. 10, Kraków.
L e w i ń s k i J. (19il4), U tw ory d ylu w ialn e i u kształtow anie powierzchni przed- lodow cow ej dorzecza Przem szy (Die diluvialen A blagerungen und die praglaziale O berflachengestalung des Przemszagebiete). Pr. To w . Nauk. Warsz. Warszawa.
P o k o r n y J. (1963), The developm ent of m ogotes in the southern part of Cracow Upland. Bull. Pol. Acad. Sc. Ser. geol.-geogr. 11, Warszawa.
S t a r k e l L. (1965), Rozwój rzeźby polskiej części Karpat W schodnich (Geomorpho
logical developm ent of the Polish Eastern Carpathians). Pr. geogr. Inst. Geogr.
PAN , 50, Warszawa.
S t a r k e l L. (1966), Przew odnik geologiczny z biegiem Wisły: W arszawa (w druku).
T y c z y ń s k a M. (1963), The old v a lley of the Upper Vistula. Bull. Pol. Acad. Sc.
Ser. geol.-geogr. 11, Warszawa.
W a l c z a k W. (1956), U tw ory czwartorzędowe i m orfologia południow ej części Jury K rakow skiej w dorzeczu B ędków ki i K obylanki (Quaternary deposits and
— 342 —
morphology of the southern part of the Cracow Jura in the Będków ka and Ko
bylanka basin), Biul. Inst. Geol. 100, Warszawa.
Z a r ę c z n y S. (1894), A tlas geologiczny Galicji. Tekst do zeszytu trzeciego. Kraków.
SUMMARY
A b s t r a c t : The consequent drainage pattern in the southern Cracow Upland developed after the regression of the Tortonian Sea. T hree phases of valley incision into the pre-Tortonian floor are evidenced by rocky terraces formed betw een the Middle P liocene and the onset of the Mindel Glaciation. A t the close of the Pliocene, the early consequent pattern of rivers w a s changed into a sub
sequent one, fo llow in g the formation of the subsequent R udaw a river w ith in the excavated Krzeszowice rift-valley.
The Cracow U pland is of the plateau type and w as developed as a peneplain during the Paleogene. F ault movements, both prior to and during the Tortonian transgression, which term inated th e cycle of pene- planation, broke up th e area into a num ber of east-w est trending horsts and grabens. Thus the present topography of the area, from n o rth to south, consists of the following elem ents (Fig. 1): 1) The Cracow U pland proper, 2) The Krzeszowice rift valley, 3) Tenczynek horst ridge, 4) Ryb- na rift valley, 5) Ratow a K ajasow ka horst ridge and isolated lault-blocks in fro n t of the C arpathians. The fault-blocks consist predom inantly of U pper Jurassic limestones, while the intervening grabens are filled w ith Miocene clays. A lthough step-faulting causes local elevations and depressions of the plateau surface, the overall slope is tow ards the south and south-east.
The drainage p a tte rn dissecting the Cracow U pland displays two types of valleys: 1) Consequent canyons deeply incised into the horsts and elevated p a rts of the plateau, 2) Broad subsequent valleys developed upon the soft Miocene sedim ents filling (the grabens and bounded by exposed fau lt scarps.
A lthough a g reat p a rt of the n o rth e rn p lateau is drained by a well developed subsequent riv er flowing along the Krzeszowice graben i. e. the Rudawa, it is w ell established th a t a system of consequent valleys, entering th e graben from the North, find th eir prolongation in a series of abandoned valleys w hich transect the Tenczynek horst to th e south (Fig. 2). It is evident therefore th a t these north-south trending valleys belong to an older, and m uch m ore extensive consequent drainage system,
which is at present p a rtly obscured by Pleistocene deposits.
The valleys are characterized by three rocky terraces c, d and e, which m aintain a fairly constant position relative to each other. The relationship of the terraces to the present valley floor and m ore im portantly, to the ancient peneplained plateau surface b is easily determ ined and obviously randon (Fig. 3). The terraces variously stand higher or, low er than, or may coincide w ith either of the above features. Therefore it is evident th a t the terraces m u st postdate the Tortonian tectonic movements, and m oreover th ey m u st predate the Cracovian (Mindel) glaciation, since the valleys contain m orainic accum ulations of that age.
The earliest stages of valley initiation cannot be dated precisely, b u t clearly took place a fte r the re tre a t of the Tortonian Sea. M am m alian rem ains of Middle Pliocene age have been discovered at height above
sea-level higher than, and corresponding to level c, to the no rth -w est of the area under investigation. This points to th e fact th at the valleys w ere incised below level c in the period betw een the M iddle Pliocene and Cracovian (Mindel) glaciation.
The developm ent of the present topography of the Cracow Upland can be envisaged as follows: at the close of th e Tortonian faulting, much, if not all, of the horst-graben landscape of the Cracow area was covered by a m antle of soft m arine sediments. This land-area, at first slightly elevated sloped off gently to the south tow ards the V istula valley, and south-east tow ards the Sandomierz basin. The ancestor of the ^present Vistula, situated in the tectonic depression betw een the Cracow U pland and the Carpathians, was among the first rivers to appear, the Sandomierz basin providing the local base level from which headw ard erosion started.
A p a tte rn of consequent rivers w as established on the exposed land surface of th e Cracow area, and drained south and south-east into the Vistula. This p a tte rn was to some extent affected by local irreg u larities still visible as broad and gentle elevations on th e plateau surface (Fig. 4).
The incision of valleys was concom itant w ith a relative rise of the land area. This uplift was in term ittan t, periods of relative stability being expressed by th e form ation of rocky terraces. A fter the form ation of level e, the h ith erto consequent p a tte rn of drainage was subjected to m arked changes, brought about by the successive capturing and beheading of rivers along the grabens (Fig. 1, 4). The creek flowing south to south- eastw ards, through the p resen t Kluczwoda valley into the Vistula, close to the base level in the Sandomierz basin, became the m ain captor river.
Since its valley was at a lower level com pared w ith those valleys situated fu rth e r to the west, favourable conditions were created for the capture of consequent stream s w ithin the Krzeszowice graben, w here the in te r
fluves were m ade of soft Miocene clays. Successive w estw ard captura changed the h ith erto consequent drainage into a trellis p attern . The form ation of this p a tte rn appears to be the outcome of a drainage system imposed on a faulted foreland plateau.
D e p a r t m e n t of Phys ic al Geography, M. C u r ie - S k lo d o w s k a Uni ver sit y, Lublin.
In sti tu te of Geography, Polish A c a d e m y of Sciences, Kraków.
D e p a r t m e n t of Physic al Geography, Jagiellonian U n iv er sit y, Krakow.
