XXV Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski

Transkrypt

1

2

3 XXV Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski PLEJSTOCEN GÓR WI TOKRZYSKICH Huta Szklana, 3-7 wrze nia 2018 r. Konferencja organizowana pod Honorowym Patronatem JM Rektora Uniwersytetu Jana Kochanowskiego w Kielcach Prof. dr hab. Jacka Semaniaka Kielce 2018

4 Komitet Honorowy: prof. dr hab. Leszek Marks Przewodnicz cy Komitetu Bada Czwartorz du Polskiej Akademii Nauk prof. dr hab. El bieta Mycielska-Dowgia o Rektor Szko y Wy szej Przymierza Rodzin w Warszawie prof. dr hab. Leszek Lindner Wydzia Geologii Uniwersytetu Warszawskiego prof. dr hab. S awomir urek Instytut Geografii UJK w Kielcach prof. dr hab. Leszek Starkel Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania Polskiej Akademii Nauk w Krakowie dr Boles aw Kowalski Instytut Geografii UJK w Kielcach dr hab. in. Barbara Gawdzik Dziekan Wydzia u Matematyczno-Przyrodniczego UJK w Kielcach prof. dr hab. in. Marek Iwa ski Dziekan Wydzia u Budownictwa i Architektury P k w Kielcach dr hab. Tadeusz Ciupa, prof. UJK Dyrektor Instytutu Geografii UJK w Kielcach dr hab. Maria Górska-Zabielska, prof. UJK Kierownik Zak adu Geoturystyki i Geologii rodowiskowej Instytutu Geografii UJK w Kielcach Komitet Organizacyjny: Przewodnicz cy: dr Ma gorzata Ludwikowska-K dzia Cz onkowie: dr Ma gorzata Wiatrak dr Sylwester Salwa dr hab. Wies aw Trela dr hab. in. Jan Urban dr Grzegorz Wa ek mgr in. Iwona Woli ska Redakcja naukowa: dr Ma gorzata Ludwikowska-K dzia, dr Ma gorzata Wiatrak Recenzent: prof. dr hab. Leszek Marks Projekt logo konferencji i ok adki: Ma gorzata Ludwikowska-K dzia Copyright by Politechnika wi tokrzyska, Kielce 2018, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce 2018 ISBN ISBN Na ok adce: I strona seria fluwioperyglacjalna obni enia górnej Belnianki Hutki w rejonie Huty Nowej k. Bielin. IV strona trasy sesji terenowych A-C konferencji (opracowanie graficzne M. Ludwikowska- K dzia, G. Wa ek). Redakcja techniczna: Rafa Ko odziejczyk Druk: Mazowieckie Centrum Poligrafii Wojciech Hunkiewicz, ul. Lisi Jar 29, Marki

5 SPIS RZECZY Wprowadzenie... 9 REFERATY WPROWADZAJ CE Anna FIJA KOWSKA-MADER, Zbigniew Z ONKIEWICZ Rozwój sedymentacji permsko-mezozoicznej w Górach wi tokrzyskich na tle obszarów przyleg ych Leszek LINDNER, Jan DZIER EK Osady plejstoce skie w zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA Wp yw rze by strukturalnej Gór wi tokrzyskich na przebieg procesów morfogenetycznych w plejstocenie i ich zapis w cechach sedymentologicznych osadów Wies aw TRELA, Sylwester SALWA Zapis sedymentacyjny i strukturalny paleozoiku w Górach wi tokrzyskich Jan URBAN, Helena HERCMAN, Katarzyna OCHMAN Zapis plejstocenu w wi tokrzyskich stanowiskach krasowych podsumowanie dotychczasowych bada STRESZCZENIA REFERATÓW ukasz BUJAK, Barbara WORONKO, Micha CYGLICKI, Pawe BYLINA Mineralogia i petrografia osadów górnego neogenu po udniowej cz ci Niziny Mazowieckiej Krzysztof CABALSKI, Jan DZIER EK, Sebastian KOWALCZYK Plejstoce skie struktury peryglacjalne w Mostach, k. Ch cin Dorota CHMIELOWSKA, Jacek SZMA DA, Barbara WORONKO Zastosowanie analizatora cz stek Morphologi G3SE do bada wielko ci i kszta tu osadów drobnoziarnistych Danuta DZIEDUSZY SKA, Jacek FORYSIAK Chronostratygrafia pó nego vistulianu w Polsce rodkowej i próba korelacji z etapami deglacjacji l dolodu vistulia skiego Maria GÓRSKA-ZABIELSKA G azy narzutowe Kielecczyzny i ich potencja geoturystyczny Micha JANKOWSKI, Magdalena SOCHOCKA, Zbigniew ZAGÓRSKI, Joanna MICHALAK Wst pna interpretacja paleopedologiczna interglacjalnych gleb kopalnych na wybranych stanowiskach w SE cz ci Wy yny Kielecko-Sandomierskiej Zdzis aw JARY, Janusz KIDA, Marcin KRAWCZYK, Piotr MOSKA, Jerzy RACZYK, Jacek SKURZY SKI Lessy Dolnego l ska... 90

6 4 Spis rzeczy Miros aw KAMI SKI Zastosowanie tomografii elektrooporowej w kartografii geologicznej przyk ad z okolic Kra nika (Wy yna Lubelska) Stanis aw LISICKI, Miros aw KRAWCZYK, Katarzyna POCHOCKA-SZWARC Nowe spojrzenie na rozwój i maksymalny zasi g wód zastoiska warszawskiego Aleksandra MAJECKA, Jacek FORYSIAK, Leszek MARKS, Daniel OKUPNY Zmiany rodowiska przyrodniczego na prze omie eem/vistulian i we wczesnym vistulianie (na podstawie bada z regionu ódzkiego) Leszek MARKS Znaczenie stanowisk stratotypowych w stratygrafii czwartorz du Polski Piotr MOSKA Praktyczne aspekty datowania luminescencyjnego osadów czwartorz dowych Zbigniew RDZANY, Ma gorzata FRYDRYCH, Aleksander SZMIDT Rynny subglacjalne w osadach i pod o u plejstocenu oraz ich ekspresja we wspó czesnej rze bie na przyk adach z obszaru staroglacjalnego Jacek SKURZY SKI, Zdzis aw JARY, Jerzy RACZYK Charakterystyka geochemiczna sekwencji lessowo-glebowej w Z otej k. Sandomierza Micha STACHURA, Dariusz WIECZOREK, Artur ZIELI SKI, Dariusz KRZYSZKOWSKI, Lucyna WACHECKA-KOTKOWSKA Analiza podzia u ostatniego miliona lat zapisanego w krzywej izotopowej tlenu LR Leszek STARKEL, Danuta J. MICHCZY SKA, Piotr G BICA, Dariusz WIECZOREK, Dariusz KRZYSZKOWSKI, Adam MICHCZY SKI, Lucyna WACHECKA-KOTKOWSKA, Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA, Józef SUPERSON Zapis zmian klimatycznych i rodowiskowych w interpleniglacjale w Polsce Po udniowej i rodkowej Barbara WORONKO, Tomasz KARASIEWICZ, Joanna RYCHEL, Miros awa KUPRYJANOWICZ, Magdalena FI OC, A. ADAMCZYK Ewolucja suchych dolin w okresie MIS6-MIS1 na obszarze Wzgórz Sokólskich (NE Polska) Barbara WORONKO, Ma gorzata PISARSKA-JAMRO Y, A.J. (Tom) VAN LOON Porównanie cech litologicznych struktur g sto ciowych powstaj cych w warstwie czynnej oraz indukowanych przej ciem fali sejsmicznej Leszek ZALESZKIEWICZ Sto ki nap ywowe na obszarze Gda ska i Sopotu budowa i geneza STRESZCZENIA KOMUNIKATÓW Ma gorzata FRYDRYCH Z o ono genezy ozów na przyk adzie wybranych form z Polski rodkowej Micha JANKOWSKI, Micha D BROWSKI, Adam MICHALSKI Uwarunkowania urze bienia form skalnych w rezerwacie Ska ki Piek o pod Niek aniem z punktu widzenia paleopedologii Marcin KRAWCZYK, Kamila RYZNER, Zdzis aw JARY, Jacek SKURZY SKI Sekwencja lessowo-glebowa w Zapr ynie i jej w a ciwo ci litologiczne Dariusz KRZYSZKOWSKI, Lucyna WACHECKA-KOTKOWSKA, Danuta J. MICHCZY SKA, Adam MICHCZY SKI, Dariusz WIECZOREK Geneza i wiek osadów vistulia skich w stanowisku Jaroszów, Przedgórze Sudeckie

7 Spis rzeczy 5 Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA, Zbigniew Z ONKIEWICZ, Tadeusz SZYD AK, Zbigniew ZAGÓRSKI Cechy mineralogiczno-petrograficzne zwietrzelin pod o a czwartorz du w profilu otworu wiertniczego Wo ów PIG Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA, Grzegorz ADAMIEC, Jacek SKURZY SKI, Zdzis aw JARY Pochodzenie i wiek osadów buduj cych teras wy sz prze omowego odcinka doliny rzeki Lubrzanki w Górach wi tokrzyskich Joanna MICHALAK, Micha JANKOWSKI Stopie wykszta cenia graniaków w zasi gu fazy pomorskiej zlodowacenia wis y na przyk adzie stanowiska Popówka w Borach Tucholskich Ma gorzata ROMAN, Rafa UK Deformacje neogenu w rejonie Dobrzynia nad Wis a problem glacitektoniki kraw dziowej w Kotlinie P ockiej Dariusz WIECZOREK, Wojciech GRANOSZEWSKI Raz jeszcze o stanowisku Bukowina interglacja ferdynandowski, nowe spojrzenie Dariusz WIECZOREK, Ziemowit ZIMNAL, Wojciech GRANOSZEWSKI Stanowiska osadów interglacjalnych we wschodniej cz ci Kotliny Sandomierskiej STRESZCZENIA POSTERÓW Yulia AVDEYENKO Late pleistocene vegetational and climate changes recorded in the clastic deposits of the Tovtry Cave (western Ukraine) Andreas BÖRNER, Henrik ROTHER, Karsten SCHÜTZE The resource potential sf sustainable ree extraction from offshore heavy mineral bearing sands of the German Baltic Sea Floor Danuta DZIEDUSZY SKA, Joanna PETERA-ZGANIACZ, Jacek FORYSIAK, Juliusz TWARDY, Krystyna MILECKA, Milena OBREMSKA, Micha S OWI SKI, Daniel OKUPNY Geomorfologiczne uwarunkowania m odszodryasowego zapisu paleobotanicznego w regionie ódzkim Katarzyna KERNEDER-GUBA A, Katarzyna SKIBA, Maciej W ODEK Kopalnia krzemienia czekoladowego w Oro sku (woj. mazowieckie) w wietle bada geologicznych Jakub KOTOWSKI, Emilia WÓJCIK Skaningowa mikroskopia elektronowa SEM jako narz dzie w badaniach rodowiskowych Marcin KRAWCZYK, Kamila RYZNER, Zdzis aw JARY Kolorymetryczne zró nicowanie sekwencji lessowo-glebowej w Zapr ynie Danuta J. MICHCZY SKA, Adam MICHCZY SKI, Fatima PAWE CZYK, S awomira PAWE CZYK, Jacek PAWLYTA, Anna PAZDUR, Natalia PIOTROWSKA, Barbara SENSU A, Andrzej Z. RAKOWSKI, Konrad TUDYKA, Alicja USTRZYCKA Wk ad Gliwickiego Laboratorium Radiow glowego w badania plejstocenu i holocenu Polski Jerzy RACZYK, Jacek SKURZY SKI, Zdzis aw JARY Sk ad chemiczny lessów porównanie metody AAS i XRF Ma gorzata ROMAN, Rados aw PIKIES Wska niki kierunku ruchu ostatniego l dolodu skandynawskiego w obszarze centralnej i pó nocnej Polski oraz po udniowo-wschodniej cz ci dna Ba tyku Centralnego

8 6 Spis rzeczy Joanna RYCHEL Nowe projekty kartografii geologicznej realizowane przez Pa stwowy Instytut Geologiczny-PIB Lucyna WACHECKA-KOTKOWSKA, Dariusz KRZYSZKOWSKI, Dariusz WIECZOREK, Ma gorzata MALKIEWICZ, Jacek SKURZY SKI, Jerzy RACZYK, Joanna MIROS AW-GRABOWSKA, Monika NISKA, Marcin SZYMANEK, Monika RZODKIEWICZ, El bieta MY KOW Wst pne wyniki bada osadów organicznych w dnie mezoplejstoce skiego (?) zbiornika formowanego w rowie Be chatowa badania w odkrywce Szczerców Dariusz WIECZOREK, Artur ZIELI SKI, Andrzej STOI SKI Analiza przekrojów hipsometrycznych wykonanych na podstawie danych z NMT przez Dolin Czarnej w rejonie Rytwian (Niecka Nidzia ska) Ryszard ZABIELSKI Sk ad petrograficzny frakcji wirowej glin lodowcowych w wierceniu ki Szlacheckie (SMGP 738 Lubie ) SESJA TERENOWA SESJA TERENOWA A Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA Plejstocen Doliny (Pado u) Kielecko- agowskiej Stanowisko (Stop) 1-2. HUTA STARA KOSZARY Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA, Ma gorzata WIATRAK, Grzegorz WA EK Peryglacjalne warunki sedymentacji i litostratygrafia osadów plejstoce skich w rejonie Huty Starej i Koszar k. Bielin (NE stoki Pasma Bieli skiego dolina górnej Belnianki) Stanowisko (Stop) 3. WILKÓW Maria GÓRSKA-ZABIELSKA G azy narzutowe z obszaru wycieczek terenowych 25SPP i jego otuliny Stanowisko (Stop) 4. UJAZD Cezary JASTRZ BSKI Zamek Krzy topór w Uje dzie Stanowisko (Stop) 5. WINNA Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA Kopalnia dolomitów Winna mioce skie wype nienia lejów krasowych Stanowisko (Stop) 6. MAS OWIEC Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA, Ma gorzata WIATRAK Litostratygrafia osadów plejstoce skich w rejonie Duraczowa i Mas owca k. agowa Stanowisko (Stop) 1. NAP KÓW SESJA TERENOWA B Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA rodowisko sedymentacyjne i wiek osadów glacjalnych w rejonie Nap kowa

9 Spis rzeczy 7 Stanowisko (Stop) 2. CZAPLÓW Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA Litostratygrafia i chronostratygrafia osadów facji plejstocenu dolinnego w profilu otworu wiertniczego Czaplów UJK Stanowisko (Stop) 3. S OPIEC-JAB ONNA Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA Litostratygrafia i chronostratygrafia osadów czwartorz dowych w strefie kopalnego krajobrazu krasowego w Kotlinie S opca Stanowisko (Stop) 4-5. KADZIELNIA Jan URBAN, Tatiana WORONCOWA-MARCINOWSKA, Katarzyna OCHMAN, Marcin ARSKI, Krystyna PAW OWSKA, Krystyna RYWOCKA-KENIG, Andrzej KASZA, Halina HERCMAN, Anna SZREK-BURCZYK Ska ka Geologów i podziemna trasa turystyczna na Kadzielni czwartorz dowe stanowiska paleontologiczne w formach krasowych Stanowisko (Stop) 6. TRZUSKAWICA Jan URBAN, Tatiana WORONCOWA-MARCINOWSKA, Krystyna PAW OWSKA, Marcin ARSKI, Krystyna RYWOCKA-KENIG, Andrzej KASZA Sitkówka (Trzuskawica) osadniki (kopalnia aguny w Górze Ja wica) neoge skie i czwartorz dowe wype nienia form krasowych SESJA TERENOWA C Stanowisko (Stop) 1. WI TY KRZY Cezary JASTRZ BSKI Bazylika mniejsza na wi tym Krzy u Stanowisko (Stop) 2. DOLINA BIA E UGI Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA Uwarunkowania litologiczno-strukturalne, klimatyczne i rodowiskowe powstawania torfowisk w Kotlinie S opca Ma gorzata NITA Interglacja mazowiecki Bia e ugi Ma gorzata MALKIEWICZ, Daniel OKUPNY, Ryszard K. BORÓWKA, Jacek FORYSIAK, Adam MICHCZY SKI, Dominik PAW OWSKI, S awomir UREK Wiek oraz warunki sedymentacji osadów biogenicznych torfowiska Bia e ugi Literatura

10

11 WPROWADZENIE Konferencja Naukowa z cyklu Stratygrafia plejstocenu Polski po up ywie 25 lat ponownie odb dzie si w Górach wi tokrzyskich. Inicjatywa ta jest szczególnie wa na, poniewa badania paleogeografii plejstocenu Gór wi tokrzyskich pozostaj w tle zainteresowa unikatow budow geologiczn i rze b strukturaln paleozoicznego górotworu. A przecie warto podkre li, e region ten wyró nia tak e inny typ rozwoju czwartorz du, zdecydowanie odmienny od ni owego, a zbli ony do tego typu jego wykszta cenia, który formowa si w warunkach rednio wysokich obszarów górskich (Ró ycki 1972, s. 67). Fig. 1. Lokalizacja miejsc organizacji 25 konferencji z cyklu Stratygrafia plejstocenu Polski (opracowa B. Przybylski, PIG-PIB) Konferencja b dzie wi c okazj prezentacji wyników bada i dyskusji dotycz cych (1) uszczegó owienia i weryfikacji regionalnych ustale litostratygraficznych oraz chronostratygraficznych osadów ró nych rodowisk sedymentacyjnych, (2) roli rze by strukturalnej Gór wi tokrzyskich w przebiegu glacjacji i jej wp ywu na przestrzenne zró nicowanie litofacjalne osadów, (3) zapisu cech rodowisk proglacjalnego, paraglacjalnego i peryglacjalnego w osadach i formach oraz (4) ich zwi zku z osadami i rze b pod o a podczwartorz dowego Gór wi tokrzyskich. Odmienno wykszta cenia czwartorz du w Górach wi tokrzyskich na tle s siednich obszarów wy yn Polski rodkowej sprawia, e istotn wydaje si dyskusja na temat doboru

12 10 Wprowadzenie i mo liwo ci interpretacyjnych metod bada osadów czwartorz dowych, stosowanych przez geologów i geomorfologów czwartorz du na obszarze wy yn i gór. St d te propozycja tematycznego panelu dyskusyjnego, uzasadniona coraz nowocze niejszymi i precyzyjniejszymi urz dzeniami pomiarowymi, pozwalaj cymi z coraz wi ksz precyzj okre la cechy i wiek osadów, jak równie form. Osobnym tematem jest ochrona georó norodno ci Gór wi tokrzyskich, w tym ochrona stanowisk osadów czwartorz dowych oraz potencja geoturystyczny kamienio omów i naturalnych elementów rze by obszaru, coraz mocnej akcentowany w gospodarce regionalnej. Mamy nadziej, e XXV Konferencja Naukowa z cyklu Stratygrafia plejstocenu Polski, b dzie dobrze wykorzystanym czasem na zaprezentowanie i dyskusj wyników bada z zakresu geologii i geomorfologii plejstocenu, tak e paleopedologii i geoarcheologii, prowadzonych w ró nych regionach Polski i poza jej granicami, oraz miejscem nawi zania wspó pracy naukowej. M. Ludwikowska-K dzia, M. Wiatrak

13 REFERATY WPROWADZAJ CE ROZWÓJ SEDYMENTACJI PERMSKO MEZOZOICZNEJ W GÓRACH WI TOKRZYSKICH NA TLE OBSZARÓW PRZYLEG YCH DEVELOPMENT OF PERMIAN MESOZOIC SEDIMENTATION IN THE HOLY CROSS MOUNTAINS AGAINST THE BACKGROUND OF ADJACENT AREAS Anna FIJA KOWSKA-MADER 1, Zbigniew Z ONKIEWICZ 1 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia wi tokrzyski im. Jana Czarnockiego, Kielce, ul. Zgoda 21, anna.mader@pgi.gov.pl, zbigniew.zlonkiewicz@pgi.gov.pl Wprowadzenie W permie i przez wi kszo mezozoiku obszar Gór wi tokrzyskich znajdowa si w po udniowo-wschodniej cz ci epikontynentalnego basenu centralnej Europy (fig. 1), cz sto okre lanej jako po udniowo-wschodni segment bruzdy rodkowopolskiej (Kutek, 1994; widrowska i in., 2008). Utwory permu, triasu i jury buduj jednostk strukturaln zwan permsko-mezozicznym obrze eniem Gór wi tokrzyskich, w której mo na wydzieli cz ci: pó nocn, zachodni i po udniow (fig. 2), ró ni ce si wykszta ceniem profili litologicznych. O rozwoju geologicznym obszaru wi tokrzyskiego w kredzie mo na wnioskowa na podstawie wykszta cenia utworów tego systemu w nieckach: warszawskiej, lubelskiej, ódzkiej i miechowskiej. Rozk ad mi szo ci utworów permu i mezozoiku zwi zany jest z synsedymentacyjn subsydencj (por. Stupnicka, Stempie -Sa ek, 2016). Fig. 1. Mapa basenu centralnej Europy, wg R. Wagnera 1994 zmodyfikowana

14 12 Referaty wprowadzaj ce Sekwencje osadów górnego permu, triasu (z wyj tkiem triasu rodkowego, czyli retu i wapienia muszlowego) oraz dolnej i rodkowej jury, zdominowane przez utwory terygeniczne, s bardziej kompletne w obrze eniu pó nocnym, ni w obrze eniach zachodnim i po udniowym, co ma zwi zek z wi ksz subsydencj tej cz ci basenu. Natomiast sekwencje przewa nie w glanowych osadów rodkowego triasu i pó nej jury, osi gaj wi ksze mi szo ci w obrze eniu po udniowo-zachodnim. We wczesnej kredzie (neokom) obszar wi tokrzyski i niemal ca a niecka miechowska (z wyj tkiem rejonu Tarnowa i Ropczyc na przedgórzu Karpat), podlega y denudacji w warunkach l dowych. Przy kraw dzi pó nocnego obrze enia fragmentarycznie zachowa y si silikoklastyczno-w glanowe osady z tego okresu. Od albu po cenoman, przez obszar zachodniej i pó nocnej Ma opolski, ku po udniowemu wschodowi przesuwa a si strefa sedymentacji terygenicznej. W cenomanie stopniowo zast powa a j sedymentacja w glanowa, na ca ym obszarze Ma opolski dominuj ca po schy ek pó nej kredy (Marek, Pajchlowa, 1997). Wynika to z faktu, e przez wi kszo omawianego czasu transgresje na obszar wi tokrzyski dociera y bruzd ródpolsk z pó nocnego zachodu. Natomiast we wczesnym (olenek) i rodkowym triasie (anizyk), u schy ku jury rodkowej, w pó nej jurze i pó nej kredzie kierunek, z którego przychodzi y zmienia si na po udniowo-wschodni i po udniowy, przez tzw. depresj krakowskotarnowsk i zatok rzeszowsk (Becker i in., 2015). W efekcie w utworach tych oddzia ów i pi ter spotyka si skamienia o ci charakterystyczne dla domeny tetydzkiej (por. Senkowiczowa, 1970; Szyperko-Teller, 1997; Szulc, 2000; G owniak, 2012; Matyja, 2015). Fig. 2. Mapa permsko-mezozoicznego obrze enia Gór wi tokrzyskich, wg Dadleza i in., 2000 zgeneralizowana Od pó nego permu po rodkow jur na obszarze wi tokrzyskim sedymentacja warunkowana by a przez cyklicznie nast puj ce transgresje i regresje. Doprowadzi o to do wspó wyst powania na przemian l dowych i morskich systemów depozycyjnych. Facje l dowe dominuj w osadach terygenicznych górnego permu, dolnego i górnego triasu oraz w formacji zagajskiej z pogranicza triasu i jury. Wp ywy morskie, a wyj tkowo brakiczne, przewa a y natomiast w pó nym permie (cz ony w glanowo-ewaporatowe cyklotemów cechsztynu), w rodkowym triasie (pó ny anizyk-ladyn) podczas sedymentacji utworów retu i wapienia muszlowego, w karniku w czasie depozycji osadów dolomitu granicznego i dolnych warstw gipsowych, we wczesnej jurze podczas sedymentacji formacji sk obskiej, ostrowieckiej, przysuskiej, gielniowskiej i w ca ej jurze rodkowej (Senkowiczowa, 1970; Kowalczewski, Rup, 1989; Feldman-Olszewska 1997a, b; Pie kowski, 2004, 2006; Kuleta, Zbroja, 2006).

15 Referaty wprowadzaj ce 13 Analizuj c profile litologiczne osadów górnego permu (cechsztynu) i dolnego triasu (pstrego piaskowca), w pó nocnym obrze eniu Gór wi tokrzyskich mo na wyró ni dwie strefy proksymaln i dystaln, ró ni ce si wykszta ceniem osadów. W obrze eniu bli szym coko owi paleozoicznemu wyst puje wi cej gruboklastycznych osadów terygenicznych (zlepie ce, piaskowce), natomiast w dalszym obrze eniu dominuj utwory drobnoziarniste (g ównie mu owce). Zró nicowanie obserwuje si tak e w obr bie utworów morskich, gdzie w facjach proksymalnych dominuj utwory klastyczne i w glany oraz wyst puj liczne luki sedymentacyjne. W facjach dystalnych za przewa aj ewaporaty (gipsy, anhydryty, sole kamienne), a profil litostratygraficzny jest ci g y (Rup, 1985; Wagner, 1988; Kowalczewski, Rup, 1989; Wagner, 1994; Kuleta, Zbroja, 2006). Granica mi dzy tymi strefami pokrywa si w przybli eniu z granic wychodni osadów rodkowego pstrego piaskowca. W obrze eniu zachodnim i po udniowym profile osadów górnego permu s silnie zredukowane. Mi szo osadów cechsztynu w pobli u trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich jest bardzo zró nicowana i wynosi od kilkudziesi ciu do prawie 200 m, w wi kszo ci profili ok. 100 m. Natomiast w kierunku pó nocnym mi szo szybko wzrasta i w otworze Opoczno PIG 2 wynosi 760 m (Zbroja, 2006a). Perm Pocz wszy od pó nego karbonu wi tokrzyski masyw waryscyjski by intensywnie denudowany. Lokalnie na wychodniach wapieni dewo skich zachodzi y procesy krasowe, z ró n intensywno ci trwaj ce do wczesnego triasu (Urban red., 1996). Miejscami (np. na Wietrzni w Kielcach) powstawa y pokrywy regolitów o kilkumetrowej mi szo ci, z czasem scementowane w brekcje wietrzeniowe (Z onkiewicz, 2009c). W pó nym wuchiapingianie (pó ny perm), przed transgresj morza cechszty skiego, rze ba l du wi tokrzyskiego osi gn a stadium dojrza e. Bliskie przedpole Gór wi tokrzyskich o pagórkowatym charakterze, stanowi o obszar denudacyjny, z którego by odprowadzany wietrzeniowy materia klastyczny. Dalej, w kierunku NW rozpo ciera a si rozleg a pustynna równina. W jej obni onym centrum pojawia y si okresowe zbiorniki typu playi. Podczas transgresji cechszty skiej trzon paleozoiczny stanowi urozmaicony morfologicznie pó wysep l du, rozci gaj cego si na po udniowy wschód od Gór wi tokrzyskich, ograniczony dwoma rozleg ymi zatokami Ostrowca wi tokrzyskiego od pó nocnego wschodu i J drzejowa od po udniowego zachodu (Wagner, 2018). Zatoki te dzieli y si na mniejsze jednostki, okre lone jako zatoka kajetanowska, ga zicko-bolechowicka i piekoszowska (Kowalczewski, 1978; Kowalczewski, Rup, 1989). Na obrze eniu coko u paleozoicznego, tworzy y si wielkie sto ki aluwialne, stanowi ce wynurzon cz systemu deltowego, wchodz cego w morze cechszty skie (Zbroja i in., 1998). W wyniku diagenezy ich osadów powsta zlepieniec podstawowy (Zp1), rozpoczynaj cy pierwszy cykl transgresyjny sekwencji cechszty skiej, zwany tak e zlepie cem zygmuntowskim. Utworzony jest on prawie wy cznie z otoczaków wapieni górnodewo skich, scementowanych spoiwem w glanowym (Czarnocki, 1923; Kostecka, 1962). W obr bie kompleksu zlepie ców, w kamienio omie Zygmuntówka na Czerwonej Górze ko o Ch cin, wyst puj dwie sekwencje rozdzielone powierzchni erozyjn i luk stratygraficzn, wiadcz ce o tym, e rozwój sto ków deltowych odbywa si w dwóch fazach, ró ni cych si warunkami klimatycznymi i tektonicznymi (Zbroja i in., 1998; Fija kowska-mader, 2010). Mi szo zlepie ców jest bardzo zró nicowana. Na ogó wynosi kilka metrów, w rejonie Bolechowic wzrasta do 100 m, a w niektórych profilach wiertniczych w rejonie Tumlina przekracza 200 m (Paw owska, 1978; Kowalczewski, Rup, 1989). Wyst powanie ramienionogów horridonia horrida sow w wapieniach stanowi cych wk adki w zlepie cach (Czarnocki, 1923), wskazuje na ich pó nopermski wiek. Cz materia u okruchowego, który tworzy zlepie ce poni ej warstwy zawieraj cej t skamienia o, wykazuje cechy wiadcz ce o jego redepozycji. Nie mo na wi c wykluczy, e najni sza cz osadów zlepie cowatych, tradycyjnie zaliczanych do górnego permu, w rzeczywisto ci reprezentuje dolny perm. Zlepie ce ods aniaj si w kilku miejscach, g ównie z zachodniej cz ci trzonu

16 14 Referaty wprowadzaj ce paleozoicznego: w Pa mie Bolechowickim, Ga zicach, Jaworzni, zachodniej i pó nocnozachodniej cz ci Kielc, ponadto w obrze eniu mezozoicznym: w cz ci pó nocnej w Paw owie i pó nocno-wschodniej w rejonie Opatowa (Czarnocki, 1923; Paw owska, 1978; Rup, 1985). Po fazie transgresyjnej pierwszego cyklotemu cechsztynu, zako czonej sedymentacj upku miedziono nego (T1), w NW obrze eniu Gór wi tokrzyskich oraz w pó nocnej cz ci niecki nidzia skiej utworzy a si rozleg a, wi tokrzyska platforma w glanowa, na której powsta y osady wapienia cechszty skiego (Ca1) (Wagner, 1997, 2018). Podczas fazy regresywnej, na skutek sp ycenia zbiornika, przekszta ci a si ona w platform siarczanow, gdzie osadzi si dolny (A1d) i górny anhydryt (A1g) (Zbroja, 2000a, b, 2018; Kasprzyk, Fija kowska-mader, 2018). W dalszym obrze eniu uformowa a si salina, w której powsta y najstarsze sole kamienne (Na1) (Czapowski, Tomassi, 2018). W pobli u coko u paleozoicznego brak jest osadów morskich i zast puje je terygeniczna seria recesywna (T1r). Ingresja wie ych wód morskich, zwi zana z faz transgresywn drugiego cyklotemu, spowodowa a nawrót sedymentacji w glanowej w dalszym obrze eniu oraz powstanie osadów dolomit g ównego (A2) (Wagner, 1994, 2018). Post puj ca regresja zapisa a si anhydrytem podstawowym (A2) i anhydrytem kryj cym (A2r), stanowi cymi osad przybrze nej sebhy/siarczanowej laguny (Kasprzyk, Fija kowska-mader, 2018). Mi szo serii siarczanowych jest niewielka w porównaniu z pierwszym cyklotemem i brakuje w niej ogniwa solnego. W profilach po o onych blisko coko u paleozoicznego, podobnie jak w przypadku pierwszego cyklotemu, utwory w glanowo-siarczanowe zast pione s przez terygeniczn seri recesywn (T2r). Lokalnie brak jest w ogóle drugiego cyklotemu i na utworach górnego anhydrytu le bezpo rednio utwory trzeciego cyklotemu (Rup, 1985; Kowalczewski, Rup, 1989; Wagner, 1994). Sedymentacj trzeciego cyklotemu rozpoczynaj, w bliskim obrze eniu transgresyjne osady gruboklastyczne, za w dalszym drobnoziarniste, g ównie mu owcowe utwory szarego i u solnego (T3). Nast pnie, na odbudowanej platformie w glanowej osadzi si dolomit p ytowy (Ca3), którego mi szo jest wi ksza w bliskim obrze eniu, ni w strefie dystalnej. Osady anhydrytu g ównego (A3) o niewielkiej mi szo ci spotyka si jedynie w rejonie zatoki Kajetanowa. W dalszym obrze eniu mi szo anhydrytu wzrasta, a w rejonie Opoczna pojawia si sól m odsza (Na3). Tu te stwierdzono obecno ogniw: mu owcowego, anhydrytowego i solnego, reprezentuj cych czwarty cyklotem. Sedymentacj cechsztynu zarówno na obszarze bli szego, jak i dalekiego obrze enia, ko czy stropowa seria terygeniczna (PZt) (Rup, 1985; Kowalczewski, Rup, 1989; Zbroja, 1991; Wagner, 1994, 1997). W trakcie jej sedymentacji, w zbiorniku ródl dowej playi dochodzi o do okresowych wynurze, o czym wiadcz poziomy pedogeniczne (Becker i in., 2015). Wyznaczenie granicy mi dzy permem i triasem w regionie wi tokrzyskim jest cz sto problematyczne (por. Kuleta, Rup, 1980; Z onkiewicz, Becker, 2015), co wynika m.in. z braku skamienia o ci zarówno w obr bie stropowej serii terygenicznej, jak i w formacji z Siode, le cej powy ej. Utwory zaliczane do formacji z Siode i wy ej leg ej formacji z Jaworznej, pierwotnie w czano do stropowej serii terygenicznej cechsztynu (PZt) (Kuleta, Rup, 1980; Kowalczewski, Rup, 1989) i taki ich wiek w dalszym ci gu przyjmowany jest przez cz badaczy (Ptaszy ski, Nied wiedzki, 2004, 2006). G. Pie kowski (1989, 1991) zasugerowa ich triasowy wiek, na który wskazywa y tak e wyniki pó niejszych bada (Kuleta, Nawrocki, 2000, 2003; Nawrocki i in., 2003; Kuleta, Zbroja, 2006). Jednak e regresywny charakter formacji z Siode, jej ci g o sedymentacyjna z utworami PZt oraz fakt, e zasi g wczesnotriasowej zony magnetycznej Tbn1, w obr bie której wyst puje formacja z Siode, obejmuje w niektórych profilach NW Polski tak e utwory PZt (Nawrocki, 2004; Becker, Nawrocki, 2014), przemawia za podtrzymaniem pó nopermskiego wieku formacji z Siode (por. Trela, Fija kowska-mader, 2017). Formacj t tworz bezstrukturalne czerwonobrunatne i pstre mu owce margliste z gruz ami w glanowymi o pedogenicznej genezie, powsta e w fluwialno-limnicznym rodowisku (Kuleta, Zbroja, 2006; Becker i in., 2015; Trela, 2016; Trela, Fija kowska-mader, 2017). Formacji z Siode w zachodnim obrze eniu odpowiada bardziej zró nicowana litologicznie formacja ze Szczukowic, zawieraj ca

17 Referaty wprowadzaj ce 15 nie tylko bezstrukturalne mu owce z gruz ami w glanowymi w cz ci górnej, lecz tak e heterolity piaskowcowo-mu owcowo-i owcowe w cz ci dolnej (Kuleta, Zbroja, 2006). Trias Na formacji z Siode, z kontaktem erozyjnym, b d wprost na pod o u paleozoicznym, spoczywa formacja z Jaworznej, zawieraj ca mikroflor wczesnotriasow (Fija kowska, 1994a, b). T. Ptaszy ski i G. Nied wiedzki (2004, 2006) zaliczaj formacj z Jaworznej do pó nego permu na podstawie wyst powania fauny pó nopermskich esterii, chocia biostratygrafia oparta na tej grupie skamienia o ci budzi kontrowersje (por. Nawrocki i in., 2005; Becker, 2014). Formacj z Jaworznej buduj br zowoszare piaskowce z przewarstwieniami heterolitów mu owcowo-piaskowcowych, lokalnie silniej wapnistych, z domieszkami ooidów. Piaskowce i heterolity piaskowcowo-mu owcowe, wype niaj ce dolinki/w wozy, wy obione w pod o u paleozoicznym, s osadem okresowych strumieni i wysychaj cych jeziorek typu playa (Kuleta i in., 2006; Z onkiewicz, Becker, 2015). Dna tych form erozyjnych pokryte s brekcj, a wy ej zlepie cami z okruchów w glanowych ska pod o a, które lokalnie, w górnych partiach w wozów tworz warstwy o cznej mi szo ci kilku metrów i zosta y wydzielone jako ogniwo z Zache mia. W strefach bardziej dystalnych, le cych na przedpolu wychodni waryscyjskiego pod o a, piaskowce s osadem fluwialnym, powsta ym na nadbrze nej równinie aluwialnej, natomiast heterolity i w glanowe ooidy, a tak e znajdowane w tych osadach akritarchy, zdaniem cz ci badaczy wskazuj na wp ywy morskie (Kuleta, Zbroja, 2006). W dalekim pó nocnym obrze eniu formacji z Jaworznej odpowiada formacja z Opoczna, która na Ni u Polski korelowana jest z formacj ba tyck (Kuleta, Nawrocki, 2000, 2002). Powsta a ona w strefie brze nej p ytkowodnego zbiornika epikontynentalnego. Tworz j heterolity piaskowcowo-mu owcowe, zawieraj ce lokalnie w glanowe ooidy. Natomiast we wschodniej cz ci bliskiego pó nocnego obrze enia wyst puje luka sedymentacyjna pomi dzy utworami cechsztynu i dolnego pstrego piaskowca. W obrze eniu po udniowym wyznaczenie tej granicy utrudnia brak ods oni i wierce, które przebija yby te osady (Senkowiczowa, 1970). Formacja z Zagna ska, le ca ponad formacj z Jaworznej, jest elementem dominuj cym w profilu dolnego pstrego piaskowca bliskiego pó nocnego obrze enia. Utworzona g ównie z piaskowców fluwialnych, w cz ci eolicznych (ogniwo z Tumlina), o cznej mi szo ci przekraczaj cej lokalnie 300 m, reprezentuje faz regresywn pierwszego cyklu triasowego (Kuleta, Zbroja, 2006). Cz badaczy zalicza ogniwo z Tumlina do górnego permu (Ptaszy ski, Nied wiedzki, 2006). Profil rodkowego pstrego piaskowca rozpoczyna, zró nicowana litologicznie, formacja z Goleniaw, której mi szo miejscami przekracza 100 m w strefie proksymalnej i 180 m w dystalnej. Ma ona charakter transgresyjny i inicjuje drugi triasowy cykl sedymentacyjny. W jej dolnej cz ci dominuj piaskowce drobnoziarniste, przechodz ce ku górze profilu w wapienie ooidowo-bioklastyczne przewarstwione heterolitami mu owcowo-piaskowcowymi. Odpowiadaj one osadom laguny, przybrze a i otwartego zbiornika morskiego. W peryferyjnych cz ciach basenu, w regionie wi tokrzyskim, gromadzi y si w tym czasie fluwialne osady dolnej cz ci formacji z Piekoszowa na zachodzie oraz formacji z Wiór na wschodzie. Na faz regresywn przypada luka sedymentacyjna pomi dzy wy ej leg formacj ze Stachury oraz wy sz cz ci formacji z Piekoszowa. Formacja ze Stachury, zbudowana z heterolitów piaskowcowomu owcowo-i owcowych i piaskowcowo-mu owcowo-w glanowych, zawieraj cych wk adki wapieni ooidowo-bioklastycznych, powsta a w rodowisku przybrze a brakicznej laguny. Reprezentuje ona faz transgresyjn trzeciego cyklu triasowego. W zachodnim obrze eniu przechodzi ona lateralnie w rzeczne osady formacji z Piekoszowa. W centralnej cz ci pó nocnego obrze enia formacj ze Stachury przykrywa formacja z Samsonowa, która w obrze eniu wschodnim stopniowo zast puje ca y jej profil. Regresywna, l dowa formacja z Samsonowa ko czy sedymentacj rodkowego pstrego piaskowca. Osi ga ona ponad stumetrowe mi szo ci

18 16 Referaty wprowadzaj ce w bliskim i ponad czterystumetrowe w dalszym obrze eniu. Buduj j mu owce i i owce, zawieraj ce konkrecje w glanowe i siarczanowe. Cz z nich ma genez pedogeniczn. Osady tej formacji powsta y na równi zalewowej (Kuleta, 1985). W po udniowym obrze eniu rodkowy pstry piaskowiec wykszta cony jest w postaci ró noziarnistych piaskowców i zlepie ców oraz przykrywaj cych je pstrych heterolitów mu owcowo-i owcowo- piaskowcowych z wk adkami wapieni ooidowo-bioklastycznych. Litostratygrafi górnego pstrego piaskowca retu przedstawi a H. Senkowiczowa (1966, 1970). W dolnym recie zachodniego obrze enia wyró ni a ona warstwy z Radoszyc, warstwy gipsowe I i warstwy mi dzygipsowe. Ret górny obejmuje warstwy gipsowe II i warstwy z Wilczkowic. Natomiast w centralnej i wschodniej cz ci obrze enia wydzieli a ona warstwy z W chocka, które odpowiadaj warstwom z Radoszyc i warstwom gipsowym I, warstwy z M odzaw korelowane z warstwami mi dzygipsowymi, warstwy z y ew, odpowiadaj ce warstwom gipsowym II oraz warstwy z Dalejowa i warstwy z Krynek, korelowane z warstwami z Wilczkowic. M. Kuleta i S. Zbroja (Kuleta, Nawrocki, 2000, 2002; Kuleta, Zbroja, 2006) zaproponowa y wyró nienie w recie bliskiego NW obrze enia formacji z Baranowa, która stanowi czny odpowiednik, wyró nionych przez Senkowiczow (1970), warstw z Radoszyc, warstw gipsowych dolnych warstw mi dzygipsowych oraz cz ciowo tak e warstw gipsowych górnych i warstw z Wilczkowic. Formacja z Baranowa utworzona jest g ównie z czerwonych, rzecznych piaskowców ró no- i rednioziarnistych z wk adkami zlepie ców. Podrz dnie wyst puj w nich wk adki wi niowych, rzadziej bia ych i owców, które mog lokalnie osi ga mi szo kilku metrów (maksymalnie ok. 20 m). Warstwy z Dalejowa, które w podziale wed ug Senkowiczowej (1970) s odpowiednikiem warstw z Wilczkowic, maj zró nicowan litologi. W cz ci zachodniej NW obrze enia zbudowane s g ównie z margli i wapieni z przewarstwieniami i owców i mu owców oraz podrz dnie piaskowców. W kierunku wschodnim wzrasta w nich udzia mu owców, a nast pnie piaskowców. Mi szo warstw z Dalejowa wynosi od kilku do kilkunastu metrów. Mi szo warstw z Radoszyc, zbudowanych z piaskowców, pstrych mu owców i podrz dnie zlepie ców z okruchami hematytu, wynosi od kilkudziesi ciu metrów w bliskim obrze eniu do oko o 200 m w rejonie Osta owa (Kuleta, 2006). Osady te powsta y na równi zalewowej (zachodnia cz NW obrze enia) i w rodowisku rzek meandruj cych (wschodnia cz obrze enia). W dalszym obrze eniu na warstwach z Radoszyc le utwory w glanowe z siarczanami i szcz tkami fauny morskiej, m.in. ma ów Costatoria costata (Zenker), reprezentuj ce dolne warstwy gipsowe. Ich mi szo przekracza 50 m. Powsta y one w p ytkim zbiorniku morskim. Przykrywaj je wapienie margliste i magle z wk adkami i owców i mu owców oraz z faun morsk warstw mi dzygipsowych, mi szo ci kilkunastu do oko o 30 m. Górny ret stanowi górne warstwy gipsowe, o mi szo ci oko o 25 m. Wykszta cone jako wapienie margliste i margle dolomityczne z siarczanami, zawieraj one skamiena o ci li cionogów z rodzaju Isaura, ma ów Costatoria costata (Zenker), limaków i ma oraczków. Zarówno warstwy mi dzygipsowe jak i górne warstwy gipsowe s osadem lagunowym. Profil retu zamykaj warstwy z Dalejowa, zawieraj ce faun morsk ma e Costatoria costata (Zenker) i otwornice Haplophragmoides sp., mi szo ci m. W po udniowym obrze eniu osady retu dolnego maj mi szo 0-45 m i wykszta cone s w postaci pstrych i ów i margli. Utwory retu górnego, o mi szo ci 0-50 m, s reprezentowane przez pstre i y, margle, rzadziej wapienie, przykryte szarymi wapieniami z liczn faun, m.in. ma y Costatoria costata (Zenker). W dolnym wapieniu muszlowym obserwujemy zró nicowan litologi oraz redukcj mi szo ci osadów w kierunku wschodnim, od oko o 70 m w rejonie Radoszyc, do kilkunastu metrów w rejonie Skar yska-kamiennej. W cz ci zachodniej NW obrze enia, w sp gu dolnego wapienia muszlowego wyst puj ciemnoszare wapieni i upki ilaste, odpowiadaj ce warstwom wolickim i falistym. Na nich le jasnoszare wapienie z faun limaków, nale ce do warstw ukowskich. W cz ci wschodniej NW obrze enia litologia wyró nienie tych jednostek jest niemo liwe z powodu redukcji profilu. W zró nicowanym profilu wyst puj zarówno ska y

19 Referaty wprowadzaj ce 17 w glanowe dolomity, wapienie, margle, jak i terygeniczne piaskowce, mu owce i i owce. Dopiero wapienie i i owce z liczn faun warstw z Plagiostoma striatum (strop dolnego wapienia muszlowego) stanowi wyra ny poziom korelacyjny. W rodkowym wapieniu muszlowym ma miejsce podobna redukcja mi szo ci, od oko o 30 m w cz ci zachodniej, do kilkunastu metrów w cz ci wschodniej NW obrze enia. Wykszta cony jest on w postaci wapieni, lokalnie piaszczystych, dolomitów i margli. Górny wapie muszlowy buduj wapienie z liczn faun ma ów Pecten discites (Schlotheim), mu owce i i owce z wk adkami margli, mi szo ci od kilku do oko o 10 m, reprezentuj ce warstwy z Pecten discites. Nad nimi le warstwy ceratytowe, zbudowane z i owców z wk adkami margli i piaskowców, przechodz cych w wapienie z faun ramienionogów i ma y, o mi szo ci od kilku do kilkunastu metrów. W po udniowym obrze eniu profil wapienia muszlowego ma pe niejsze wykszta cenie i wi ksze mi szo ci. Rozpoczynaj go warstwy wolickie mi szo ci 3-6 m, zbudowane z ciemnoszarych wapieni z liczn faun, przewa nie ma ow. Powy ej wyst puj warstwy faliste, o zró nicowanej mi szo ci wynosz cej 4-22 m, utworzone z ciemnoszarych wapieni krynoidowych i margli o charakterystycznej falistej laminacji. Przechodz one ku górze w jasnoszare wapienie z faun g ównie limaków z rodzaju Loxonema, nale ce do warstw ukowskich, mi szo ci m. Profil dolnego wapienia muszlowego ko cz warstwy z Plagiostoma strata, mi szo ci m, zbudowane z szarych wapieni i margli, zawieraj cych bogat faun ma y, limaków, liliowców i ramienionogów, lokalnie o gruz owej strukturze. rodkowy wapie muszlowy, mi szo ci m, obejmuje margle i wapienie warstw poddolomitowych, dolomity, wapienie dolomityczne i margle warstw dolomitowych oraz wapienie, margle, i owce i lokalnie piaskowce warstw naddolomitowych. Profile górnego wapienia muszlowego wykazuj mniejsze mi szo ci, ni w pó nocnym obrze eniu: 1-9 m warstwy z Pecten discites i 5-10 m warstwy ceratytowe (Senkowiczowa, 1970). Osady dolnego wapienia muszlowego powstawa y w przybrze nej strefie platformy w glanowej, która podczas sedymentacji rodkowego wapienia muszlowego uleg a sp yceniu i przekszta ci a si w silnie zasolon lagun. Osady górnego wapienia muszlowego tworzy y si w rodowisku platformy w glanowej, w fazie regresywnej zbiornika morskiego (Senkowiczowa, 1966, 1970; Iwanow, 1998). Kajper dolny i rodkowy nale do najs abiej poznanych fragmentów profilu w obrze eniu Gór wi tokrzyskich. Wynika to z rzadko ci naturalnych ods oni i znikomej ilo ci szcz tków organicznych, wyst puj cych w utworach tego wieku. Poniewa dolny kajper w NW obrze eniu wykszta cony jest podobnie do warstw sulechowskich w Polsce Zachodniej, stosowanie tej nazwy w odniesieniu do obszaru wi tokrzyskiego mo na uzna za w pe ni uzasadnione. Doln cz warstw sulechowskich buduj ciemnoszare i owce i mu owce, z podrz dnymi wk adkami drobnoziarnistych piaskowców, zawieraj ce detrytus ro linny i skorupki li cionogów. rodkowa cz wykszta cona jest w postaci pstrych mu owców piaszczystych, przechodz cych ku górze profilu w szaro-zielonkawe mu owce z przewarstwieniami margli. Mi szo warstw sulechowskich wynosi oko o 40 m w bli szym i ponad 100 m w dalszym obrze eniu. Sedymentacja warstwy sulechowskich zachodzi a w rodowisku p ytkiej, brakicznej laguny oraz otaczaj cej j równi aluwialnej (Gajewska, 1978) i by a przerywana okresowymi wynurzeniami. rodkowy kajper obejmuje dolomit graniczny, dolne warstwy gipsowe, piaskowiec trzcinowy, górne warstwy gipsowe i utwory okre lane dotychczas jako retyk (Kuleta, Iwanow, 2006a, b). Dolomit graniczny wykszta cony jest w postaci szarych i owców dolomitycznych, dolomitów i mu owców, lokalnie zawieraj cych faun morsk i osi gaj cych mi szo ci w granicach oko o m. Dolne warstwy gipsowe buduj szare i owce, margle, dolomity i wapienie z li cionogami, sieczk ro linn, przechodz ce w i owce i mu owce z anhydrytem. Mi szo dolnych warstw gipsowych jest zró nicowana i wynosi od oko o 50 do ponad 250 m. Dolne warstwy gipsowe osadza y si w lagunie o podwy szonym zasoleniu. Piaskowiec trzcinowy wykszta cony jest w postaci szarych mu owców, piaskowców i i owców z detrytusem ro linnym, mi szo ci od kilkunastu do 30 metrów. Jego osady powstawa y w rodowiskach l dowych,

20 18 Referaty wprowadzaj ce rzecznych, g ównie równi zalewowej, rzadziej korytowych. Górne warstwy gipsowe budowane s przez brunatne i owce i mu owce dolomityczne grubo ci kilkudziesi ciu metrów, powsta e w zbiorniku o podwy szonym zasoleniu. W wi kszo ci badanych profili piaskowiec trzcinowy nie wyst puje. W efekcie dolne warstwy gipsowe przechodz w górne warstwy gipsowe, co utrudnia wyznaczenie granicy mi dzy nimi. W otworze Opoczno PIG 2 M. Kuleta i A. Iwanow (2006a), ponad górnymi warstwami gipsowymi wyró nili anhydryt stropowy, niespotykany w pozosta ych profilach regionu wi tokrzyskiego. W wietle bada palinostratygraficznych autorki, w profilu tego otworu, anhydryt stropowy nale y do tej samej zony, co górne warstwy gipsowe. Po osadzeniu si górnych warstw gipsowych na terenie Gór wi tokrzyskich mia y miejsce wypi trzaj ce ruchy tektoniczne fazy starokimeryjskiej, które obj y tak e utwory pstrego piaskowca, wapienia muszlowego i cz kajpru. Nowo powsta y górotwór ulega erozji, której efektem jest luka stratygraficzna, obecna w wi kszo ci profili NW obrze enia. Le ce ponad ni osady, zajmuj ce w profilach pozycj pomi dzy górnymi warstwami gipsowymi rodkowego kajpru, a dolnojurajsk formacj zagajsk, wyodr bniano jako kajper, kajper górny, retyk lub retyko-lias (Samsonowicz, 1929; Senkowiczowa, 1957; Krajewski, 1958; Kozydra, 1962a; Paw owska, 1962; Jurkiewiczowa, 1967; Kopik, 1970). Badania prowadzone w ostatnich latach pozwoli y na zredefiniowanie starych i utworzenie nowych jednostek w profilu pogranicza triasu i jury, ponadto sprecyzowa y zasi g wiekowy luki stratygraficznej mi dzy systemami. Jej obecno oraz cz sty brak paleontologicznych wska ników wieku sk ania y badaczy do stosowania ró nych metod stratygraficznych (stratygrafii sekwencji, palynostratygrafii), które definiuj granice jednostek chronostratygraficznych na podstawie ró nych kryteriów. Ograniczenia metodyczne prowadzi y do przypisywania niektórym jednostkom litostratygraficznym ró nego wieku i zaliczania ich do ró nych systemów, a w konsekwencji korelacje regionalne i interpretacje rozwoju paleogeograficznego uczyni o nie w pe ni spójnymi. Dolna i rodkowa cz sekwencji, dla której autorka zaproponowa a nazw warstwy ze Studziannej (Fija kowska-mader, 2018), jest wieku noryckiego. W obr b warstw ze Studziannej wchodz zarówno osady zawieraj ce faun ma oraczków i ma ów z poziomu Unionites posterus, korelowane ze Steinmergelkeuper w Niemczech, jak i i owce z poziomami gruz ów w glanowych, kalkretów oraz zlepie ców wapiennych, okre lanych mianem brekcji lisowskiej (por. Szulc, Racki, 2015). Nieokre lony pozostaje wiek wy szej cz ci omawianej sekwencji, zbudowanej z ciemnoszarych lub pstrych i owców i mu owców z prze awiceniami piaskowców ró noziarnistych oraz zlepie ców, z konkrecjami syderytowymi i tocze cami ilastymi, które J. Kopik (1970) koreluje z poziomem Rhaetavicula concorta? W jej obr bie mo e przebiega granica mi dzy norykiem i retykiem. Mi szo warstw ze Studziannej jest bardzo zró nicowana od kilku metrów w bli szym do ponad 200 m (maksymalnie 223,7 m w otworze Studzianna IG 2) w dalszym obrze eniu. W dolnej cz ci warstw ze Studziannej wyst puj ciemnobrunatne, brunatne, szare i zielonawoszare mu owce oraz i owce, z wk adkami piaskowców drobnoziarnistych, wapieni i margli z faun ma oraczków. Obecno tych ostatnich wskazuje na wp ywy morskie, zwi zane najprawdopodobniej z ingresj morsk noryku, w czasie której powsta y warstwy drawie skie w Polsce zachodniej (Deczkowski, 1997). Ponadto w osadach tych A. Fija kowska (1992a, 2006) stwierdzi a zespó mikroflory reprezentuj cy norycki podpoziom palinologiczny Corollina meyeriana b, wyst puj cy w warstwach jarkowskich zachodniej Polski (Or owska-zwoli ska, 1983, 1985). Utwory dolnej cz ci warstw ze Studziannej powsta y w strefie przybrze nej zbiornika brakicznego, na co wskazuje obecno ma oraczków z rodzaju Darvinula (Deczkowski, 1977). rodkow cz warstw ze Studziannej stanowi bezstrukturalne lub gruz owe, mu owce i i owce wi niowoczerwone, pstre, plamiste, rzadziej szare, zawieraj ce wk adki zlepie ców wapiennych, zlepów pseudooolitowych i nagromadzenia gruz ów w glanowych, w starszej literaturze okre lanych jako brekcja lisowska (por. Kopik, 1970). W wietle nowszych bada

21 Referaty wprowadzaj ce 19 zlepie ców w glanowych, przeprowadzonych na obszarze Górnego l ska, s to pozosta o ci przerobionych poziomów paleoglebowych (Szulc, 2005; Szulc i in., 2006). rodkowa cz warstw ze Studziannej, pozbawiona na ogó szcz tków organicznych, mo e odpowiada warstwom zb szyneckim na Ni u Polski. Obecno kalkretów w osadach warstw zb szyneckich profilu Niek a PIG 1, w bliskim NW obrze eniu Gór wi tokrzyskich, stwierdzaj G. Pie kowski i in. (2014,) i interpretuj rodowisko powstania tych utworów, jako such równi aluwialn. Górn cz warstw ze Studziannej tworz szare i wi niowe mu owce, miejscami dolomityczne z przewarstwieniami piaskowców i wapieni dolomitycznych. W osadach tych, A. Fija kowska (2006) stwierdzi a zespó sporowo-py kowy, reprezentuj cy norycki podpoziom palinologiczny Corolina meyeriana c wyró niany w górnej cz ci warstw zb szyneckich (Or owska-zwoli ska, 1983, 1985). W pó nocnym obrze eniu wspomniana luka stratygraficzna na pograniczu triasu i jury zazwyczaj obejmuje utwory pomi dzy wapieniem muszlowym, lokalnie kajprem dolnym, a górnokajprowymi warstwami ze Studziannej (por. Fija kowska-mader, 2018). Zasi g wiekowy luki wzrasta ku wschodowi. W rejonie Parszowa obejmuje ona tak e ca formacj ze Studziannej, w efekcie na wapieniu muszlowym le tam bezpo rednio pstre warstwy parszowskie. W po udniowym obrze eniu luka ta ma jeszcze wi kszy zasi g, przede wszystkim obejmuj cy m odsze partie profilu. Osady noryku (kajpru) odpowiadaj ce warstwom ze Studziannej, przykryte s utworami ró nych ogniw jury, od wirów snochowickich z najni szej cz ci formacji zagajskiej hetangu, po utwory keloweju (Karaszewski, Kopik, 1970; Kopik, 1970; Z onkiewicz, 2000; Koz owska i in., 2016). Okre lenie retyk, zastosowane do utworów z obrze enia Gór wi tokrzyskich, jest niejednoznaczne. Retyk bowiem, w przeciwie stwie do kajpru, stanowi wydzielenie chrono-, a nie litostratygraficzne. W tradycyjnym uj ciu retyk (por. Kopik, 1970) w pó nocnym obrze eniu Gór wi tokrzyskich obejmuje najwy sz cz omawianego odcinka profilu, któremu w najnowszych podzia ach stratygraficznych (Pie kowski, 2004; Wagner red., 2008; Pie kowski i in., 2014) odpowiadaj pstre warstwy parszowskie oraz szare warstwy parszowskie. Pstre warstwy parszowskie górnego kajpru, na podstawie megaspor korelowane s z ni sz cz ci warstw wielichowskich, wydzielanych w Polsce zachodniej (Kopik, 1970) i pod wzgl dem wieku, odnoszone do starszego retyku. Zbudowane s z wi niowych, brunatnych, ó tych bezwapnistych i owców i mu owców, zawieraj cych konkrecje syderytowe i sferolity, mi szo ci od kilku do 20 m (w profilu Nie wi PIG 1 7 m). Geneza tych ostatnich mo e by zwi zana ze strukturami korzeniowymi. Obecno ryzoidów stwierdzaj G. Pie kowski i in. (2014) w profilu Niek a PIG 1. Pstre warstwy parszowskie powsta y w rodowisku jeziorno-bagiennym. W pó nocnym obrze eniu, mi dzy Gielniowem a Parszowem, na pstrych warstwach parszowskich wieku retyckiego le szare warstwy parszowskie. Wykszta cone s jako szare i ciemnoszare i owce i mu owce z podrz dnymi wk adkami piaskowców. Na podstawie obecno ci przewodniej dla hetangu-wczesnego synemuru megaspory Nathorstisporites hoploticus Jung (por. Marcinkiewicz, 1971; Marcinkiewicz i in., 2014) W. Karaszewski i J. Kopik (1970) przyj li ich wczesnojurajski wiek i w czyli do serii zagajskiej. Obecnie zosta y one zinterpretowane jako osady rzek meandruj cych, skorelowane z wy sz cz ci warstw wielichowskich i w konsekwencji przyj to ich wiek retycki (Wagner red., 2008; Pie kowski i in., 2014; Bra ski, Mikulski, 2016). W czenie szarych warstw parszowskich do formacji zagajskiej wyd u y o zasi g wiekowy tej liasowej formacji o najwy szy trias. Zasi g wyst pownaia szarych warstw parszowskich wyznacza niewielki obszar w miar ci g ej sedymentacji w warunkach l dowych, zachodz cej od najwy szego triasu (pstre warstwy parszowskie), co najmniej po wczesny hetang (formacja zagajska sensu Samsonowicz, 1929).

22 20 Referaty wprowadzaj ce Jura W korelacji regionalnej utworów systemu jurajskiego, cz sto ubogich w paleontologiczne wska niki wieku, dawniejsze podzia y litostratygraficzne bazuj ce przede wszystkim na klasycznej bio- i palynostratygrafii (Samsonowicz, 1929, 1934; Po aryski, 1948; Daniec, 1970; Karaszewski, Kopik, 1970; Malinowska 1970; Matyja, 1977), uzupe niono wynikami bada sedymentologicznych i paleogeograficznych oraz zastosowania stratygrafii sekwencji (Kutek, 1968, 1969, 1994; Feldman- Olszewska, 1997a, b; Gutowski, 1998, 2006; Pie kowski, 2004, 2006; Gutowski i in., 2005, 2007; Z onkiewicz, 2006a, c, 2009a, b, 2011, 2015b; widrowska i in., 2008; Wagner red., 2008; Matyja, 2009, 2015;). We wczesnej jurze obszar wi tokrzyski okresowo znajdowa si w zasi gu epikontynentalnego zbiornika brakicznego. W obecnych podzia ach jury dolnej granice formacji (w hetangu zagajskiej, sk obskiej, przysuskiej rudono nej; w synemurze ostrowieckiej; w pliensbachu gielniowskiej, drzewickiej; w toarku ciechoci skiej, borucickiej), sk adaj cych si na grup Kamiennej (Pie kowski, 2004), pokrywaj si z wybranymi granicami sekwencji. Granice te obrazuj wahania poziomu tego zbiornika, okresowo, w warunkach l dowych, przerywane erozj jego wie o z o onych osadów szelfowych i paralicznych oraz sedymentacj rzeczn, deltow i bagienn. Profil jury dolnej reprezentuj jasnoszare piaskowce, mu owce i i owce. Urozmaicaj je: wk adki zlepie ców i wirów ( wiry snochowickie w dolnej cz ci formacji zagajskiej), cienkie prze awicenia w gla (formacja zagajska), konkrecje syderytowe (przysuska formacja rudono na, rzadziej formacja ostrowiecka), zielone i y z li cionogami (formacja ciechoci ska). Efektem tych procesów jest, obserwowane w profilach, silne zró nicowane facjalnie dolnojurajskich utworów terygenicznych i z wyj tkiem charakterystycznych zielonych i ów formacji ciechoci skiej brak wyra nych poziomów korelacyjnych. Pierwotny zasi g utworów dolnojurajskich, zw aszcza na obszarze trzonu paleozoicznego, trudny do odtworzenia z uwagi na intensywn denudacj w kenozoiku, pozostaje przedmiotem cz sto rozbie nych interpretacji paleogeograficznych (por. Kutek, 1994; Pie kowski, 2004, 2006, widrowska i in., 2008 versus Z onkiewicz 2006a, c, 2009a, 2011, 2015b). Dost pne obserwacje wskazuj na rozwój sedymentacji dolnej jury wed ug powtarzaj cego si schematu. Obecny brak jej osadów na obszarze trzonu paleozoicznego oraz w centralnej i po udniowo-wschodniej cz ci niecki miechowskiej odzwierciedla tak e zró nicowanie pierwotnego zasi gu, zredukowanego erozj, która we wczesnej jurze zachodzi a na przemian z sedymentacj. Pojedynczych informacji o pierwotnej redukcji jej profilu w centralnej cz ci regionu dostarczaj obserwacje z rejonu opuszna (proksymalne po udniowo-zachodnie obrze enie), gdzie mi dzy utworami triasu i jury rodkowej zachowa a si warstwa wirów snochowickich hetangu o mi szo ci oko o 2 m, za ku po udniowemu zachodowi i i zachodowi obserwuje si coraz pe niejszy profil tego pi tra (Z onkiewicz, 2000, 2006a) oraz z Wolicy, gdzie w ogóle brak jest utworów dolnojurajskich (Koz owska i in., 2016). Maksymalne mi szo ci jury dolnej, do ponad 1000 m, na co wskazuje niepe ny profil Osta owa PIG 2 (Z onkiewicz, 2006b), lokuj si w pó nocnym obrze eniu mezozoicznym, mi dzy Szyd owcem i Przysuch. W obrze eniu pó nocno-wschodnim strefa ta kontynuuje si wzd u kraw dzi trzonu paleozoicznego, przy czym nast puj w niej redukcje w profilu, stopniowe ku po udniowemu wschodowi oraz bardziej gwa towne ku pó nocnemu wschodowi. W obrze eniu zachodnim odnotowano pe en profil jury dolnej, lecz o wyra nie mniejszej mi szo ci poszczególnych formacji. W po udniowo-zachodnim obrze eniu utwory dolnojurajskie si gaj zaledwie okolic opuszna. Dalej ku SE zachowa y si one w izolowanym p acie, którego utwory ods oni te w rejonie Staszowa zaliczono do retyku i hetangu (Filonowicz, 1968), za przewiercone w pobli u Chmielnika (o mi szo ci do 124,3 m) do hetangu-synemuru (Paw owska, 1962). Natomiast w s siaduj cej z regionem wi tokrzyskim pó nocno-zachodniej cz ci niecki miechowskiej (Z onkiewicz, 2006a, c, 2009a, 2011, 2015b), fragment profilu dolnej jury, le cy poni ej formacji gielniowskiej, czyli starszy od pliensbachu, zaliczono do diachronicznych jednostek lokalnych nierozdzielonego hetangu-synemuru. Rozk ad mi szo ci

23 Referaty wprowadzaj ce 21 i przekraczaj cy charakter zalegania kompleksu osadów dolnojurajskich, wskazuje na transgresj z pó nocnego zachodu i stanowi kontynuacj modelu obserwowanego w rejonie kaliskocz stochowskim, w którym tak e stwierdza si redukcj, a cz sto brak najstarszych jednostek jury dolnej (Deczkowski, 1976). Utwory jury rodkowej obszaru wi tokrzyskiego charakteryzuje dwudzielno typowa dla ca ego basenu epikontynentalnego Polski rodkowej (Kutek, 1994; Marek, Pajchlowa red., 1997; widrowska i in., 2008). Granica czasowa przebiega we wczesnym keloweju, nieco poni ej granicy mi dzy dobami Macrocephalus i Calloviense. Utwory m odsze rozpoczynaj megasekwencj w glanowych osadów pó nej jury. Utwory starsze powsta e w p ytkowodnych szelfowych, lagunowych i paralicznych rodowiskach przybrze nych zbiornika brakicznego, cechuje monotonne wykszta cenie i powszechny brak wska ników paleontologicznych, pozwalaj cych na rozpoziomowanie profilu. Klasyczny podzia biostratygraficzny aalenu-najni szego keloweju, utworzono dla obszaru niecek, obrze aj cych region wi tokrzyski (Ró ycki, 1955; Daniec, 1970; Gi ejewska, 1975; Deczkowski, 1976; Marek, Pajchlowa red., 1997; widrowska i in., 2008). Z uwagi na rzadko wyst powania fauny, w wybranych otworach wiertniczych uzupe niono go analiz cykliczno ci osadów, prowadz c do znalezienia odpowiedników nast puj cych sekwencji: toark górny-aalen górny, aalen górny-bajos dolny, bajos górny, baton dolny i rodkowy, baton górny-kelowej dolny (Feldman-Olszewska, 1997b; Z onkiewicz, 2006a, 2007, 2011). Wykorzystano fakt, e ciemnoszare i czarne utwory mu owcowo-i owcowe, w pewnych odcinkach profilu s silniej piaszczyste, co znamionuje okresowe sp ycenia, a lokalnie wynurzenia, sporadycznie z cienk wk adk osadów aluwialnych. Poza krótkim podsumowaniem bada batonu i keloweju (Feldman-Olszewska, 2014), brak jest na razie opracowa regionalnych, które rekapitulowa yby rozpoznanie starszej jury rodkowej w pó nocnym lub zachodnim obrze eniu, wzbogacone o wyniki tej metody stratygraficznej. Zastosowano j do rodkowojurajskich profili z obszaru niecki miechowskiej, przylegaj cego do regionu wi tokrzyskiego (Z onkiewicz, 2006a, c, 2009a, 2011, 2015b). Najni sze cz ci sekwencji w profilach w niecce, zwi zane z kolejnymi transgresjami, reprezentowane s przez jasno ó te i jasnoszare piaskowce, ewentualnie przez nieco ciemniejsze utwory mu owcowo-piaskowcowe. Odpowiadaj one warstwom ko cieliskim, wyró nianym w najni szej cz ci profilu jury rodkowej w rejonie Wielunia (Roemer, 1870; KOPIK, 1967, 1998). Obecno piaskowców ko cieliskich w najni szej cz ci profilu jury rodkowej odnotowano tak e w rejonie opuszna (Z onkiewicz, 2000, 2006c, 2011) i w Wolicy (Koz owska i in., 2016). Lokalnie pojawiaj si wk adki zlepie ców. W profilach aalenu-najni szego keloweju dominuj ciemnoszare i czarne mu owce i i owce, partiami tworz ce heterolity, a lokalnie zawieraj ce konkrecje syderytowe lub pirytowe. Pod wzgl dem facjalnym w ca o ci odpowiadaj one cz stochowskim i om rudono nym, wyró nianym w rejonie Cz stochowy (Ró ycki, 1955; KOPIK, 1998). Z wyj tkiem najni szej partii profilu jury rodkowej utwory te bywaj lekko wapniste. W batonie pojawiaj si przewarstwienia utworów piaszczysto-w glanowych, niejednokrotnie zawieraj cych obfit faun ma ow, która lokalnie tworzy wk adki muszlowców. S to facjalne odpowiedniki podwapieniaków, opisywanych przez Ró yckiego (1955) w pó nocnym i pó nocno-wschodnim obrze eniu mezozoicznym. W po udniowo-zachodnim obrze eniu utwory ilaste si gaj najwy szych partii profilu, przy czym stwierdzono obecno luk sedymentacyjnych, stromatolitów i poziomów kondensacji osadów (Lewi ski, 1912; Barski, 1999, K dzierski, 2003). W pó nocnowschodniej cz ci regionu, w rejonie I y baton w ca o ci reprezentowany jest przez utwory piaszczysto-w glanowe, typowe dla rozleg ego obszaru lubelskiego. Rozk ad mi szo ci jury rodkowej (bez wy szej cz ci keloweju) w regionie wi tokrzyskim i obszarach z nim s siaduj cych przypomina schemat znany z dolnej jury. Maksymalne mi szo ci aalenu-najni szego keloweju (do ponad 900 m) przypadaj w pasie biegn cym od Brudzewic na pó noc od Opoczna, po niespe na 150 m w Wyszmontowie ko o O arowa, za w zachodnim obrze eniu mezozoicznym nie przekraczaj one 100 m ( widrowska i in., 2008). Na obszarze niecki

24 22 Referaty wprowadzaj ce miechowskiej mi szo ci wzrastaj ku pó nocnemu zachodowi, przy czym lokalnie, w rejonie Buska, brak jest tych utworów i górny kelowej le y wprost na triasie. W rozk adzie mi szo ci jury rodkowej (bez wy szej cz ci keloweju) obserwuje si na przemian w skie strefy o wi kszej i mniejszej mi szo ci, biegn ce w kierunku NW-SE, które przy kraw dzi trzonu paleozoicznego odchylaj si ku kierunkowi WNW-ESE (Z onkiewicz, 2006a, c, 2011, 2015b). Ich cis kontynuacj obserwuje si w rozk adzie mi szo ci na przedpolu Karpat i w obszarze wielu skocz stochowskim (Deczkowski, 1976; Maksym i in., 2001). W rozk adzie mi szo ci osadów starszych sekwencji jury rodkowej na terenie niecki miechowskiej, przed górnym bajosem przede wszystkim zaznacza si rozwój basenu na pó nocnym zachodzie, za jej obszar po udniowowschodni pozostaje poza zasi giem transgresji. W najwy szym bajosie na wschód od S omnik powsta zapadliskowy basen, otwieraj c drugi, a od schy ku wczesnego keloweju i w pó nej jurze, dominuj cy kierunek transgresji, tym razem od po udniowego wschodu, od szelfu Tetydy. Spowodowana transgresj i przekraczaj cym zaleganiem, stopniowa redukcja mi szo ci rodkowej jury i wyklinowywanie si poszczególnych jej pi ter ku centrum obszaru wi tokrzyskiego, pozwalaj przyj, e przed transgresj, która nast pi a we wczesnym keloweju, na obszarze trzonu paleozoicznego mog y istnie obszary ca kowicie pozbawione pokrywy osadów rodkowojurajskich. Kelowej (poczynaj c od najwy szej cz ci poz. Macrocephalus) w regionie wi tokrzyskim i niecce miechowskiej wykszta cony jest w postaci silnie zró nicowanych utworów silikoklastyczno-w glanowych, przewa nie piaskowców wapnistych oraz wapieni i margli piaszczystych, z glaukonitem, czertami i chalcedonitami, ewentualnie dolomitycznych (Samsonowicz, 1934; Siemi tkowska, 1974; Matyja, 1977, 2015; Z onkiewicz, 2006a, 2007, 2009b, 2015b). Cz sto stwierdzano w nich poziomy kondensacji stratygraficznej. Utwory te zawieraj faun g owonogów, je owców, z by ryb i krokodyli, liczne ig y g bek krzemionkowych, a nawet li cie ro lin zielonych. W niecce miechowskiej spotyka si prze awicenia czarnych mu owców, typowych dla starszej cz ci profilu. Profil tych utworów liczy zwykle kilkana cie metrów. Wyj tkiem jest rejon Opoczna, gdzie piaskowce z chalcedonitami, nale ce do poziomu Macrocephalus, przekraczaj 47 m mi szo ci (Feldman-Olszewska, Iwa czuk, 2014). Utwory te powsta y w najwcze niejszym etapie transgresji post puj cej od po udnia, na peryferiach rozleg ego szelfu Tetydy (Kutek, 1994; Z onkiewicz, 2006a, 2009b, 2015b; Gutowski i in., 2007; Matyja, 2009, 2015). Nagromadzenia igie g bek s efektem dzia ania upwellingów (Z onkiewicz, 2009b). Utwory jury górnej regionu wi tokrzyskiego powstawa y w peryferycznych rodowiskach szelfu w glanowego Tetydy i zarazem na dalekim przedpolu l du, który zajmowa wówczas cz rodkowo-wschodniej Europy (Kutek, 1994; Marek, Pajchlowa, red., 1997). Silne zró nicowanie osadów pozwoli o na wydzielenie licznych lokalnych jednostek litostratygraficznych (Kutek, 1968; Morycowa, Moryc, 1976; Matyja, 1977; Golonka, 1978; Gutowski, 1998; Matyja, Barski, 2007; Z onkiewicz, 2009), datowanych na podstawie znajdowanej fauny. Daj si one skorelowa i zgrupowa w nadrz dnych jednostkach regionalnych, a w konsekwencji pozwalaj prze ledzi rozwój paleogeograficzny zbiornika (Dembowska, 1979; Niemczycka, 1976; Kutek, 1994; Gutowski, 2006; Gutowski i in., 2007; Matyja 2009). Szybko post puj ca transgresja spowodowa a na pograniczu keloweju i oksfordu obj cie zachodniej i pó nocnej Ma opolski stref sedymentacyjn utworów mikrobialno-g bkowych, reprezentuj cych facj g bkow. Miejscami utworzy y one na dnie eksponowane biohermowe, mikrobialno-g bkowe, budowle w glanowe, z których powsta y tzw. wapienie skaliste, otoczone u awiconymi wapieniami floatstone. Regresja zbiornika, zwi zana z progradacj p ytkowowodnych stref sedymentacyjnych na przedpolu l du wschodnioeuropejskiego, trwa a przez pó n jur, a po walan yn, przy czym nast powa y podczas niej wahania tektoniczno-eustatyczne. Ich efektem by o wycofywanie si ku po udniowi, przez obszar wi tokrzyski i nieck miechowsk, strefy zasi gu facji g bkowych. Facje g bkowe ust powa y przed monotonn sedymentacj osadów pelityczno-marglistych, a pó niej facji koralowcowej, reprezentowanej przez utwory biostromowe z onkolitami, krasnorostami

25 Referaty wprowadzaj ce 23 i koralowcowymi rafami k pkowymi. Za nimi post powa a p ytkowodna, bardzo dynamiczna, sedymentacja facji oolitowej, z charakterystycznymi kompleksami utworów detrytycznych. Na zapleczu stref o du ej dynamice rodowiska powstawa y w glanowe osady klastyczne, biostromowe i mikrytowe, z licznymi muszlami ma owymi i wk adkami muszlowców, b d osady lagunowe, te ostatnie reprezentowane przez facje w glanowe lub i owcowo-margliste. Podniesienie poziomu morza powodowa o transgresj i okresowe cofni cie si p ytkowodnych stref facjalnych ku pó nocy, a nast pnie, w warunkach regresji, ponown ich w drówk ku po udniowi. W rejonie O arowa i Ba towa sedymentacja mikrobialno-g bkowa przetrwa a do oksfordu rodkowego, za w po udniowo-zachodnim obrze eniu i przyleg ej cz ci niecki miechowskiej do pó nego oksfordu (Gutowski, 1998; Gutowski i in., 2007; Matyja, Barski, 2007; Matyja, 2009, 2015; Z onkiewicz, 2009b). Nast puj ce po niej osady pelityczno-margliste w rejonie Ba towa ju w oksfordzie rodkowym zosta y zast pione facjami koralowcowymi. W strefie przylegaj cej do trzonu paleozoicznego od po udnia powstawa y one przez niemal ca y pó ny oksford, a osady facji koralowcowej pojawi y si dopiero w najwy szych partiach tego pi tra. Osady facji oolitowych, tworz ce p ytkowodne platformy w glanowe, w rejonie Ba towa s charakterystyczne dla pó nego oksfordu i najni szego kimerydu, natomiast na po udnie od Gór wi tokrzyskich reprezentuj one dolny kimeryd. Na terenie niecki miechowskiej po udniowa granica ich zasi gu przebiega w przybli eniu przez Koniecpol, Miechów, Busko, Staszów. Od po udniowego wschodu, w t rozleg p ytkowodn platform wcina si w ska strefa obni onego dna, wype niana osadami pelityczno-marglistymi, która biegnie od rejonu Ropczyc i Tarnowa, przez Busko i wyklinowuje si w okolicach J drzejowa i Nag owic. Transgresja u schy ku wczesnego kimerydu w ca ym regionie wi tokrzyskim zaznaczy a si osadami muszlowcowymi. Pó niejsze osady biostromowe, detrytyczne i mikrytowe oraz ilasto-margliste dokumentuj regresj i sedymentacj w rodowiskach lagunowych, a ich profile wie cz górn jur w regionie wi tokrzyskim. Ich zasi g wiekowy nie przekracza wczesnego kimerydu w rejonie O arowa i Ba towa, za bezpo rednio na po udnie od trzonu paleozoicznego, si gaj one do pó nego kimerydu. Wydaje si zatem bardzo prawdopodobne, e obszar wi tokrzyski znalaz si poza zasi giem zalewu morskiego, zwi zanego z transgresj w pó nym kimerydzie, staj c si obszarem denudacji i sedymentacji w warunkach l dowych (Gutowski i in., 2007). Wyj tkowo, w Owadowie pod Opocznem, na pó nocno-zachodnim kra cu regionu, zachowa y si osady lagunowe pó nego tytonu, znajduj ce sw analogi dalej na pó nocny zachód (Kin i in., 2012; Matyja, Wierzbowski, 2014). Mi szo ci utworów górnojurajskich w pó nocnej cz ci regionu rosn ku pó nocnemu zachodowi, od oko o 350 m w rejonie O arowa i Ba towa, do oko o 830 m pod Opocznem (Gutowski, 1998; Z onkiewicz, 2007, 2015a). W po udniowej cz ci obrze enia i w niecce miechowskiej maksymalne mi szo ci, si gaj ce 920 m, ulokowa y si w strefie Busko-J drzejów- W oszczowa (Z onkiewicz 2006a, 2009b; Gutowski i in., 2007). Na terenie niecki, ku po udniowi, obserwuje si spadek mi szo ci i zdecydowanie mniejszy udzia p ytkowodnych facji detrytycznych, pomimo zachowania w profilu coraz to m odszych pi ter jury. Zró nicowanie facjalne utworów górnej jury i najni szej kredy ujawnia urozmaicenie morfologiczne dna, które po rednio wiadczy o jego zró nicowanej subsydencji (Z onkiewicz, 2006a, c, 2009b, 2011, 2015b). Zarazem rozk ad facji i subsydencji odbiega zarówno od klasycznej koncepcji bruzdy ródpolskiej, przedstawionej przez Kutka (1994), z maksimum subsydencji lokowanym uko nie przez obszar trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich, jak i od interpretacji Matyji (2009, 2015), w której postulowane jest istnienie na ca ym tym terenie szelfu homoklinalnego. Kreda Zasi g osadów kredowych wyznacza granice obszaru wi tokrzyskiego. Najbli sze regionowi wi tokrzyskiemu utwory wczesnej kredy, zaliczane do neokomu, znane s z jego pó nocnej kraw dzi, mi dzy I a Tomaszowem Mazowieckim. Pod I kilkunastometrowej mi szo ci kompleks tych osadów, silnie zró nicowanych, reprezentowany jest przez zlepie ce ilasto-margliste,

26 24 Referaty wprowadzaj ce piaskowce z glaukonitem i fragmentami muszli, mu owce, osady wapienno-piaszczyste i piaski. Na podstawie znalezionej w nich fauny otwornicowej zaliczone zosta y do hoterywu dolnego oraz barremu-albu rodkowego (Krassowska, 1972; Niemczycka red., 1975). Utwory albu reprezentowane s przez typowe dla tej cz ci basenu, powsta e w rodowiskach szelfowych, zielone piaskowce glaukonitowe z fosforytami, przy sp gu lokalnie z domieszk materia u wirowego i zlepie cami (Samsonowicz, 1934; Po aryski, 1947; Cie li ski, Po aryski, 1970; Hakenberg, 1978). Ich mi szo ci na wi kszo ci obszaru wahaj si zwykle w granicach od kilku do kilkunastu metrów. Wyj tkowo w Bolminie ko o Ch cin, si gaj one ponad 75 m, gdzie zwi zane s ze stref, wchodz c mi dzy wyniesiony wówczas i pozbawiony osadów, obszar masywu W oszczowy (Hakenberg, 1978) i trzonu paleozoiczny Gór wi tokrzyskich, co do którego brak jest jednoznaczno ci w interpretacji jego batymetrii i pozycji w ówczesnym basenie ( widrowska i in., 2008 versus Walaszczyk, Remin, 2015). W pó nocnym obrze eniu, ku wschodowi profil albu rozpoczynaj coraz to m odsze utwory, czemu towarzyszy redukcja mi szo ci, od kilkudziesi ciu metrów w rejonie Radomia, do cienkiego horyzontu fosforytów ko o O arowa (Po aryski, 1947; Cie li ski, Po aryski, 1970). W ródborzu na zachód od O arowa, w izolowanym p acie o mi szo ci 5 m, piaski albu górnego le na ilasto-marglistych utworach dolnego kimerydu (Kowalski, 1958). Dokumentuje to luk stratygraficzn mi dzy jur i kred, wi ksz od obecnej w bardziej odleg ym od trzonu paleozoicznego rejonie Radomia i I y, gdzie profil jury si ga górnego kimerydu, a w pod o u albu zachowa y si tak e utwory neokomu (Po aryski, 1948; D browska, 1983; Gutowski, 1998, 2006). Na terenie niecki miechowskiej, ku po udniowemu wschodowi piaski albu wyklinowuj si pod przykryciem utworów cenomanu, wykszta conych jako glaukonitowe piaski wapniste i piaski z fosforytami, rzadziej wapienie z wk adkami gez (do 20 m, maksymalnie 40 m na po udnie od trzonu paleozoicznego). Na pó noc od Gór wi tokrzyskich w cenomanie powstawa y osady wapienno-margliste z glaukonitem, w ró nym stopniu zapiaszczone, z fosforytami (oko o m w pó nocno-wschodnim obrze eniu). W rozk adzie mi szo ci cenomanu na terenie niecki miechowskiej ( widrowska i in., 2008) zwraca uwag strefa zwi kszonych mi szo ci (do 25 m ko o J drzejowa), której przebieg jest podobny do strefy zajmowanej przez facje g bsze, wcinaj cej si w p ytkowodn platform w glanow dolnego kimerydu. Utwory turonu-mastrychtu w nieckach przylegaj cych do obszaru wi tokrzyskiego reprezentowane s przez monotonne utwory szelfowe, wykszta cone jako opoki, margle, gezy, podrz dnie wapienie, w ró nych partiach profilu zawieraj ce krzemienie, czerty i glaukonit oraz domieszk piasku kwarcowego (Cie li ski, Po aryski, 1970; Marek, Pajchlowa red., 1997; widrowska, Hakenberg, 1999; widrowska i in., 2008; Walaszczyk, Remin, 2015). Urozmaiceniem tych profili s detrytyczne wapienie janikowskie dolnego turonu na wschód od O arowa oraz pakiet piaskowców, tkwi cy w ród margli dolnego mastrychtu w Sudole ko o J drzejowa. Wapienie janikowskie dokumentuj istnienie we wczesnym turonie obszaru wyniesionego, zlokalizowanego na po udnie, b d po udniowy zachód od okolic O arowa, co wskazuje na obszar trzonu paleozoicznego (Walaszczyk, Remin, 2015). Interpretacje pierwotnych mi szo ci pi ter górnej kredy w regionie wi tokrzyskim s ca kowicie uzale nione od przyjmowanej koncepcji rozwoju paleogeograficznego. W stosunku do swojego pó nocno-wschodniego przedpola, ju na prze omie rodkowego i pó nego turonu trzon paleozoiczny stanowi obszar wzgl dnie wyniesiony, okre lony jako l d dobrudzko- ysogórski (Samsonowicz, 1925; Krzywiec, 2000, 2009, 2015; Walaszczyk, Remin, 2015). W profilach wiertniczych na terenie niecek mi szo ci górnej kredy si gaj tysi ca metrów, przy czym w niecce miechowskiej obserwuje si konsekwentny ich wzrost ku obszarowi wi tokrzyskiemu. Nale y jednak zwróci uwag na istotne oddalenie tych otworów od kraw dzi trzonu paleozoicznego.

27 Referaty wprowadzaj ce 25 Rozwój paleotektoniczny Paleogeografia obszaru wi tokrzyskiego w permie i mezozoiku ci le zale a a od jego rozwoju paleotektonicznego, który wynika z po o enia w brze nej strefie basenu epikontynentalnego centralnej Europy, a równocze nie na obrze ach szelfu Tetydy. Brak powarsycyjskiej pokrywy osadowej na terenie trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich, lokalizacja jej pe nych profili w odleg ych strefach obrze enia mezozoicznego i przyleg ych nieckach, ponadto monotonia osadów i ubóstwo horyzontów korelacyjnych prowadzi y badaczy do ró nych koncepcji interpretuj cych rozwój tego regionu. Post puj cy ku Górom wi tokrzyskim wzrost mi szo ci poszczególnych systemów, obserwowany w profilach wiertniczych na terenach niecek, sta si podstaw koncepcji Kutka i G azka (1970; Kutek, 1994), którzy o maksymalnej subsydencji w permsko-mezozoicznym basenie bruzdy ródpolskiej prowadzili uko nie przez obszar trzonu paleozoicznego. Szczególn rol, jako synsedymentacyjnego uskoku zrzutowo-przesuwczego, przyznawali oni dyslokacji wi tokrzyskiej. Koncepcja ta przez lata sta a si wi ca dla interpretacji rozwoju tej cz ci basenu permskomezozoicznego, a szerzej ujmuj c, dla pogranicza kratonu wschodnioeuropejskiego i szelfu Tetydy (Hakenberg, 1980; Dadlez i in., 1998; Pie kowski, 2004, 2006; widrowska i in., 2008), nawet je li nie znajdowa a ona potwierdzenia w badaniach poszczególnych pi ter i formacji. Z przeprowadzonych analiz facjalnych i mi szo ciowych permu i mezozoiku wynika obraz rozwoju paleotektonicznego odmienny od klasycznej koncepcji Kutka i G azka, podlegaj cy stopniowemu precyzowaniu, a w szczegó ach prowadz cy do ró nych interpretacji (Z onkiewicz 2002, 2004, 2006a, c, 2011, 2015b; Gutowski, Koyji, 2007 versus Matyja, 2009, 2015). Sedymentacja przebiega a w warunkach prawoskr tnej ekstensji sko nej, która w pod o u waryscyjskim masywu ma opolskiego uaktywni a dyslokacje regionalne i spowodowa a powstanie systemu pull-apart, z zapadliskami i zr bami oraz typowymi stabilnymi blokami centralnym (por. McClay i in., 2002). Rol bloków o wi kszej stabilno ci pe ni trzon paleozoiczny Gór wi tokrzyskich oraz masyw W oszczowy, wyodr bniane w masywie ma opolskim (por. Stupnicka, Morawska, 1989). Tym samym do cza y one do w systemu stabilnych bloków na przedpolu kratonu wschodnieuropejskiego, tj.: bloku Gorzowa, grzbietu wielkopolskiego i bloku Piotrkowa, wyodr bnianych na obszarze bruzdy ródpolskiej (por. Dadlez, 2003). Aktywno dyslokacji wi tokrzyskiej jako uskoku zrzutowego podczas ekstensji permsko-mezozoicznej wydaje si nieuzasadniona (Z onkiewicz, 2011, 2015b). Podczas kolejnych cykli sedymentacyjnych obszar trzonu paleozoicznego w cz ci zachodniej by nachylony ku pó nocnemu zachodowi, ku zbiornikowi epikontynentalnemu, i stawa si terenem jego transgresji. W rodkowym triasie (Szulc, 2000, Becker i in., 2015), keloweju-walan ynie (Gutowski, 2006; Z onkiewicz, 2006a, c; Gutowski i in., 2007; Matyja, 2009) i pó nej kredzie obszar ten ulega nachyleniu tak e ku po udniowi, ku basenowi Tetydy, czego po rednim efektem by a sedymentacja w glanowa. Zró nicowanie mi szo ci osadów poszczególnych pi ter mezozoiku jest trudne do powi zania z ruchami pionowymi pod o a z uwagi na do intensywn dostaw materia u osadowego. Ró nice w subsydencji stosunkowo najlepiej zapisa y si w rozk adzie mi szo ci utworów jury rodkowej, do jednolitych pod wzgl dem facjalnym. S za szczególnie trudne do zauwa enia w urozmaiconych utworach pó nojurajskich, powstaj cych w rodowiskach szelfu w glanowego, co mo e sk ania do przyj cia istnienia w tym okresie, na obszarze Ma opolski, szelfu homoklinalnego (por. Matyja, 2009). Okre lenie to odnosi si jednak do morfologii dna na obszarze szelfu, a nie synsedymentacyjnych ruchów tektonicznych w jego pod o u. Rozk ad mi szo ci i facji w permie i mezozoiku ujawnia istnienie strefy o wzmo onej subsydencji, biegn cej wzd u pó nocnej kraw dzi trzonu paleozoicznego. Jej aktywno zaznaczy a si zw aszcza podczas sedymentacji silikoklastycznej dolnego i górnego triasu oraz we wczesnej i rodkowej jurze. Strefa ta, lokalizowana w rowie Odrzywó - mielów, zwi zana jest z uaktywnieniem dyslokacji Nowe Miasto-Zawichost oraz dyslokacji, które od pó nocy

28 26 Referaty wprowadzaj ce ograniczaj trzon paleozoiczny Gór wi tokrzyskich, w tym dyslokacji Kamiennej i Skrzynna (Kowalczewski, 2002; Malec i in., 2007; Z onkiewicz, 2011). Od zachodu obszar wi tokrzysko-nidzia ski by ograniczony zrzutowo-przesuwcz dyslokacj Opoczna-Grójca, si gaj c po rejon Cz stochowy. Struktura pull-apart zaznaczy a si szczególnie wyra nie w rozk adzie mi szo ci jury rodkowej na obszarze niecki miechowskiej oraz na obszarach, które przylegaj do niej od zachodu (por. Deczkowski, 1976; Maksym i in., 2001; Z onkiewicz, 2006a, c, 2011, 2015b). Zarazem odzwierciedla ona powstanie struktury ko skiego ogona, zwi zanej z dyslokacj Opoczna-Grójca (Z onkiewicz, 2011, 2015b). Rozk ad mi szo ci i facji wskazuje na istnienie, wzd u zachodnich granic obszarów wi tokrzyskiego i nidzia skiego, systemu zatok i zapadliskowych basenów oraz dziel cych je obszarów wyniesionych, podobnych do obserwowanych w triasie i rodkowej jurze w rejonie Cz stochowy (por. Pie kowski, 2004, 2006). Oddzia ywanie tego modelu powtarza o si w kolejnych etapach rozwoju paleogeograficznego. Na rozk ad mi szo ci i facji na po udnie od obszaru wi tokrzyskiego decyduj cy wp yw mia o uaktywnienie z ró n intensywno ci strefy dyslokacyjnej Rzeszów-Pozna (Hakenberg, 1980; Z onkiewicz, 2002, 2006a, c, 2011, 2015). W pod o u zachodniej cz ci obrze enia mezozoicznego biegnie ona przy granicy z trzonem paleozoicznym, a dalej odchyla si wzd u kraw dzi antyklinorium Dolnego Sanu. Co najmniej w rodkowym, a by mo e ju we wczesnym triasie, powsta a w niej depresja tarnowsko-krakowska i zatoka rzeszowska, okresowo otwieraj ca drog transgresji od po udnia (Senkowiczowa, 1970; Szyperko-Teller, 1997; Becker i in., 2015). Tu te na przedpolu Karpat zachowa y si utwory najni szej kredy, wie cz ce megasekwencj osadów keloweju-neokomu (Olszewska, 2001; Zdanowski i in., 2001; Urbaniec, wietlik, 2003; Gutowski i in., 2007; Urbaniec i in., 2010; Z onkiewicz, 2015b). W pó nej jurze i najni szej kredzie we wspomnianej strefie rozwin si ci g basenów o najwi kszej subsydencji, dokumentowanych przez najbardziej g bokowodne facje. Strefa ta ujawni a sw aktywno ponownie w cenomanie ( widrowska i in., 2008). Przedstawiony tu model rozwoju paleotektonicznego ukazuje reaktywowanie, w permie i mezozoiku na obszarze masywu Ma opolskiego, waryscyjskiego planu strukturalnego (por. Stupnicka, Morawska, 1985). Masyw W oszczowy stanowi na obszarze niecki miechowskiej próg morfologiczny w basenach permu i wczesnego triasu (Morawska, 1993, 1996), jury rodkowej i wczesnego kimerydu (Z onkiewicz, 2006a, c, 2011) oraz albu (Samsonowicz, 1929; Hakenberg, 1978, 1980). W permie i mezozoiku, wraz z trzonem paleozoicznym Gór wi tokrzyskich i antyklinorium Dolnego Sanu, tworzy on z o on barier, która na terenie Ma opolski ró nicowa a basen na cz pó nocn silniej zwi zan ze zbiornikiem epikontynentalnym Europy centralnej i cz po udniow w wi kszym stopniu zwi zan z szelfem Tetydy (Samsonowicz, 1929; Z onkiewicz, 2004, 2006a, c, 2009b, 2011, 2015b; Walaszczyk, Remin, 2015). Literatura BARSKI M., Stratygrafia jurajskich czarnych i ów z ods oni w po udniowo-zachodnim obrze eniu Gór wi tokrzyskich na podstawie cyst Dinoflagellata. Przegl d Geologiczny 47: BECKER A., Conchostracan stratigraphy of the Permian/Triassic boundary reality or mith? Przegl d Geologiczny 62: BECKER A., MADER A., SZULC J., Perm i trias nowe otwarcie Gór wi tokrzyskich. W: Ekstensja i inwersja powaryscyjskich basenów sedymentacyjnych. Materia y konferencyjne 84 Zjazdu Naukowego PTG, Ch ciny, (red. Skompski S.): Wydawnictwa Pa stwowego Instytutu Geologicznego-Pa stwowego Instytutu Badawczego, Warszawa. BECKER A., NAWROCKI J., Magnetostratigraphy of the Buntsandstein (Lower triassic) in the Gorzów Wielkopolski IG 1 borehole,eastern German Basin: evidence of substantial diachronism of palynostratigraphic macrosore zones. Geological Quarterly 58:

29 Referaty wprowadzaj ce 27 BRA SKI P., MIKULSKI S., Rare earth elements distribution in fine-grained deposits from the uppermost Triassic and Lower Jurassic of the Polish Basin: provenance and weathering in the source area. Geological Quarterly 60: CIE LI SKI S., PO ARYSKI W., Kreda. W: Stratygrafia mezozoiku obrze enia Gór wi tokrzyskich (red. Senkowiczowa H.). Prace Instytutu Geologicznego 56: CZAPOWSKI G., TOMASSI H., w druku. Najstarsza sól kamienna (Na1). W: Nie wi PIG 1. (red. FIJA KOWSKA-MADER). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 151. CZARNOCKI J., Cechsztyn w Górach wi tokrzyskich. Sprawozdania Pa stwowego Instytutu Geologicznego 2: DADLEZ R., Mesozoic thickness pattern in the Mid-Polish Trough. Geological Quarterly 47: DADLEZ R., MAREK S., POKORSKI J. (red.), Atlas paleogeograficzny epikontynentalnego permu i mezozoiku w Polsce. Pa stwowy Instytut Geologiczny. Warszawa. DADLEZ R., MAREK S., POKORSKI J., Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoiku 1: Wydawnictwa Pa stwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa. DANIEC J., Jura rodkowa. W: Stratygrafia mezozoiku obrze enia Gór wi tokrzyskich. Prace Instytutu Geologicznego 56: D BROWSKA Z., Jura okolic I y. W: Paleontologia i stratygrafia jury i kredy okolic I y. Materia y VII Krajowej Konferencji Paleontologów w I y: DECZKOWSKI Z., Charakterystyka osadów jury dolnej i rodkowej obszaru kalisko-cz stochowskiego. Biuletyn Instytutu Geologicznego 295: DECZKOWSKI Z., Noryk i retyk. Formalne i nieformalne jednostki litostratygraficzne. W: Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. (red. Marek S., Pajchlowa M.). Prace Pa stwowego Instytutu Geologicznego 153: 184. DEMBOWSKA J., Systematyzowanie litostratygrafii jury górnej w Polsce pó nocnej i rodkowej. Kwartalnik Geologiczny 23: FELDMAN-OLSZEWSKA A., 1997a. Depositional systems and cyclinity in the intracratonic Early Jurassic basin in Poland. Geological Quarterly 41: FELDMAN-OLSZEWSKA A., 1997b. Depositional architecture of the Polish epicontinental Middle Jurassic basin. Geological Quarterly 41: FELDMAN-OLSZEWSKA A., Sedymentacja utworów batonu i keloweju w pó nocnym i pó nocnowschodnim obrze eniu Gór wi tokrzyskich. W: Jurassica XI. Jurajskie utwory synkliny tomaszowskiej. Przewodnik wycieczek terenowych, abstrakty i artyku y. Spa a, r. (red. Feldman-Olszewska A., Wierzbowski A.): FELDMAN-OLSZEWSKA A, IWA CZUK J., Kamienio om chalcedonitów w Inow odzu. W: Jurassica XI. Jurajskie utwory synkliny tomaszowskiej. Przewodnik wycieczek terenowych, abstrakty i artyku y. Spa a, r. (red. Feldman-Olszewska A., Wierzbowski A.): FIJA KOWSKA A., Palynostratigraphy of the Keuper and Rhaetic in North-western margin of the Holy Cross Mts. Geologial Quarterly 36: FIJA KOWSKA A., 1994a. Palynological aspects of the Permo-Triassic succession in the Holy Cross Mts. Documenta naturae 87: 1-76, Monachium. FIJA KOWSKA A., 1994b. Palynostratigraphy of the Lower and Middle Buntsandstein in NW part of the Holy Cross Mts., Poland. Geological Quarterly 38: FIJA KOWSKA A., Badania palinostratygraficzne permu, triasu i jury. W: Opoczno PIG 2. (red. Kowalczewski Z.). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 111: FIJA KOWSKA-MADER A., Stop 11. Czerwona Góra The Upper Permian conglomerates. W: CIMP Poland 2010 General Meeting, September 16th-19th Guidebook of the Holy Cross Mountains field trip. (red. Oliwkiewicz-Miklasi ska M., apta A., Trela W., Stempie -Sa ek M., Masiak M.): 55. Instytut Nauk Geologicznych PAN, Warszawa. FIJA KOWSKA-MADER A., w druku. Regionalne to geologiczne. W: Nie wi PIG 1. (red. Fija kowska- Mader A.). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 151. FILONOWICZ P., Obja nienia do Szczegó owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Morawica (851). Wydawnictwo Geologiczne. Warszawa.

30 28 Referaty wprowadzaj ce GAJEWSKA I., Stratygrafia i rozwój kajpru pó nocno-zachodniej Polsce. Prace Instytutu Geologicznego 87: GI EJEWSKA M., Jura rodkowa niecki miechowskiej i po udniowo-zachodniego obrze enia Gór wi tokrzyskich. Przegl d Geologiczny 11: G OWNIAK E., The perisphinctid genus Prososphinctes Schindewolf (Ammonoidea, subfamily Prososphnctinae nov.): an indicator of palaeoecological chan ges in the Early Oxfordian Submediterranean sea of sothern Poland. Neues Jahrbuch für Geologie Und Paläontologie Abhandlungen 264: GOLONKA J Mikrofacje górnej jury przedgórza Karpat. Biuletyn Instytutu Geologicznego Z bada geologicznych w Karpatach 19: GUTOWSKI J., Oxfordian and Kimmeridgian of the northeastern margin of the Holy Cross Mountains, Central Poland. Geological Quarterly 42: GUTOWSKI J., Introduction. In: Jurassic of Poland and adjacent Slovakian Carpathians. Upper Jurassic shallow-water carbonate platform and open shelf facies. Filed trip guidebook of 7th International Congress on the Jurassic System. Poland, Kraków, September 6-18, 2006, (eds. Wierzbowski A., Aubrecht R., Golonka J., Gutowski J., Krobicki M., Matyja B.A., Pie kowski G., Uchman A.): GUTOWSKI J., KOYI H. A Influence of oblique basement strike-slip faults on the Mesozoic evolution of the south-eastern segment of the Mid-Polish Trough. Basin Research 19: GUTOWSKI J., POPADIUK I. V., OLSZEWSKA B., Late Jurassic-earliest Cretaceous evolution of the epicontinental sedimentary basin of the southeastern Poland and western Ukraine. Geological Quarterly 49: GUTOWSKI J., URBANIEC A., Z ONKIEWICZ Z., BOBREK L., WIETLIK B., GLINIAK P., Stratygrafia górnej jury i dolnej kredy rodkowej cz ci przedpola polskich Karpat. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 426: HAKENBERG M., Paleotektonika i paleogeografia pó nocnej cz ci niecki miechowskiej w albie i cenomanie. Studia Geologica Polonica 58: HAKENBERG M., Dependance of the thickness of Permian to Jurassic sediments in the Miechów Basin on major faults. Acta Geologica Polonica 30: IWANOW A., Paleogeografia wczesnego wapienia muszlowego. W:. Atlas paleogeograficzny epikontynentalnego permu i mezozoiku w Polsce (red. Dadlez R., Marek S., Pokorski J.): tabl. 16. Wydawnictwo Kartograficzne Polskiej Agencji Ekologicznej SA, Warszawa. JURKIEWICZOWA I., Lias zachodniego obrze enia Gór wi tokrzyskich i jego paralelizacja z liasem Wy yny Krakowsko-Cz stochowskiej. Biuletyn Instytutu Geologicznego 200: KARASZEWSKI W., KOPIK J., Jura dolna. W: Stratygrafia mezozoiku obrze enia Gór wi tokrzyskich. Prace Instytutu Geologicznego 56: KASPRZYK A., FIJA KOWSKA-MADER A., w druku. Anhydryty cyklu PZ1. W: Nie wi PIG 1. (red. Fija kowska-mader). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 151. K DZIERSKI M., Nannoplankton wapienny z czarnych i ów jurajskich: przyk ad z Marianowa ko o Ma ogoszcza. Tomy jurajskie 1: KIN A., GRUSZCZY SKI M., MARTILL D., MARSHALL J., B A EJOWSKI B Palaeoenvironment and taphonomy of a Late Jurassic (Late Tithonian) Lagerstätte from central Poland. Lethaia 46: KOPIK, J., Amonity bajosu z warstw ko cieliskich okolic Przystajni (jura krakowsko-wielu ska). Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 209: KOPIK J., Retyk.. W: Stratygrafia mezozoiku obrze enia Gór wi tokrzyskich. Prace Instytutu Geologicznego 56: KOPIK, J., Dolna i rodkowa jura pó nocno-wschodniego obrze enia górnokarbo skiego basenu w glowego. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 378: KOSTECKA A., Charakterystyka zlepie ców cechszty skich synkliny ga zicko-bolechowickiej. Kwartalnik Geologiczny 6: KOWALCZEWSKI Z., An outline of tectonic development of Pre-Permian basement of the Góry wi tokrzyskie. W: Symposium on Central European Permian. Guide of Excursions, part 2.

31 Referaty wprowadzaj ce 29 Zechstein of the Holy Cross Mts. (red. Pi tkowski T.S., Wagner R.): 5-8. Centralne Archiwum Geologiczne, Warszawa. KOWALCZEWSKI Z., Late Palaeozoic-Mesozoic development of the Skrzynno Fault (northeastern border of the Holy Cross Mts.). Geological Quarterly 46: KOWALCZEWSKI Z., RUP M., Cechsztyn w Górach wi tokrzyskich. Biuletyn Instytutu Geologicznego 362: KOZ OWSKA, M., BARSKI, M., MIESZKOWSKI, R., ANTOSZEWSKA, K., A new Triassic- Jurassic section in the southern part of the Holy Cross Mts. (Poland) implications for palaeogeography. Geological Quarterly 60: KOZYDRA Z., 1962a. Kontakt triasu i jury w otworze wiertniczym Eugeniów ko o Gowarczowa. Kwartalnik Geologiczny 6: KOZYDRA Z., 1962b. Osady liasu górnego w Lubeni ko o Starachowic. Przegl d Geologiczny 10: KRAJEWSKI R., Przegl d wyników zdj cia geologicznego na arkuszach Ko skie i Przysucha w granicach wyst powania utworów triasu i liasu. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 126. KRASSOWSKA A., Dokumentacja wynikowa otworu strukturalno-parametrycznego P usy IG-1. Narodowe Archiwum Geologiczne PIG-PIB. Warszawa. KRZYWIEC P., O mechanizmach inwersji bruzdy ródpolskiej wyniki interpretacji danych sejsmicznych. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 393: KRZYWIEC P., GUTOWSKI J., WALASZCZYK I., WYBRANIEC S., Tectonostratigraphic model of the Late Cretaceous inversion along the Nowe Miasto-Zawichost Fault Zone, SE Mid-Polish Trough. Geological Quarterly 53: KRZYWIEC P., Pó nokredowa inwersja w obr bie pó nocno-wschodniego obrze enia permomezozoicznego Gór wi tokrzyskich wyniki interpretacji danych sejsmicznych. W: Ekstensja i inwersja powaryscyjskich basenów sedymentacyjnych. Materia y konferencyjne 84 Zjazdu Naukowego PTG, Ch ciny, r. (red. Skompski S.): Wydawnictwa Pa stwowego Instytutu Geologicznego-Pa stwowego Instytutu Badawczego, Warszawa. KULETA M., Kompleksowe badania petrologiczno-sedymentologiczne osadów piaskowca pstrego w NW obrze eniu Gór wi tokrzyskich. Narodowe Archiwum Geologiczne PIG-PIB, Warszawa. KULETA M., Pstry piaskowiec dolny i rodkowy. W: Osta ów PIG 2. (red. Kowalczewski Z.). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 112: KULETA M., IWANOW A. 2006a. Kajper i retyk. W: Opoczno PIG 2. (red. Kowalczewski Z.). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 111: KULETA M., IWANOW A. 2006b. Kajper i retyk. W: Osta ów PIG 2. (red. Kowalczewski Z.). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 112: KULETA M., NAWROCKI J., Litostratygrafia i magnetostratygrafia pstrego piaskowca w pó nocnym obrze eniu Gór wi tokrzyskich. Posiedzenia Naukowe Pa stwowego Instytutu Geologicznego 58: KULETA M., RUP M., Problem granicy cechsztyn pstry piaskowiec w pó nocno-zachodnim obrze eniu Gór wi tokrzyskich. Kwartalnik Geologiczny 24: 972. KULETA M., ZBROJA S., Wczesny etap rozwoju pokrywy permsko-mezozoicznej w Górach wi tokrzyskich. W: Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór wi tokrzyskich. Materia y konferencyjne 77 Zjazdu Naukowego PTG, Ameliowka k. Kielc, czerwca 2006 r. (red. Skompski S., yli ska A.): Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. KULETA M., ZBROJA S., PTASZY SKI T., NIED WIEDZKI G., Stanowisko 1. Zache mie k. Zagna ska. W: Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór wi tokrzyskich Materia y konferencyjne 77 Zjazdu Naukowego PTG, Ameliowka k. Kielc, czerwca 2006 r. (red. Skompski S., yli ska A.): Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. KUTEK J., Kimeryd i najwy szy Oksford po udniowo-zachodniego obrze enia mezozoicznego Gór wi tokrzyskich. Cz I Stratygrafia. Acta Geologica Polonica 18: KUTEK J., Kimeryd i najwy szy Oksford po udniowo-zachodniego obrze enia mezozoicznego Gór wi tokrzyskich. Cz II Paleogeografia. Acta Geologica Polonica 19: KUTEK J Jurassic tectonic events in south-eastern cratonic Poland. Acta Geologica Polonica 44: KUTEK J., G AZEK J., The Holy Cross area, Central Poland, in the Alpine cycle. Acta Geologica Polonica 22:

32 30 Referaty wprowadzaj ce LEWI SKI J., Utwory jurajskie na zachodnim zboczu Gór wi tokrzyskich. Sprawozdania z Posiedze Towarzystwa Naukowego Warszawskiego 5: MAKSYM A., BASZKIEWICZ A., GREGOSIEWICZ Z., LISZKA B., ZDANOWSKI P., rodowiska sedymentacji i w a ciwo ci zbiornikowe utworów najwy szej jury i kredy dolnej w rejonie Brzezówka-Zagorzyce na tle budowy geologicznej S cz ci zapadliska przedkarpackiego. Przegl d Geologiczny 49: MALEC J., GLINIAK P., KULETA M., SALWA S., SZCZEPANIK Z., URBANIEC A., WILK A., ZBROJA S., Budowa geologiczna paleozoiku zachodniego obrze enia Gór wi tokrzyskich w rejonie Skar ysko-kamienna-przysucha. Posiedzenia Naukowe Pa stwowego Instytutu Geologicznego MALINOWSKA L., Jura górna. W: Stratygrafia mezozoiku Gór wi tokrzyskich. Prace Instytutu Geologicznego 56: MAREK S., PAJCHLOWA M. (red.) Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. Prace Pa stwowego Instytutu Geologicznego 153. MARCINKIEWICZ T., Stratygrafia retyku i liasu w Polsce na podstawie bada megasporowych. Prace Instytutu Geologicznego 65: MARCINKIEWICZ T., FIJA KOWSKA-MADER A., PIE KOWSKI G., Poziomy megasporowe epikontynentalnych utworów triasu i jury w Polsce podsumowanie. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 457: MATYJA B. A., The Oxfordian in the south-western margin of the Holy Cross Mts. Acta Geologica Polonica 27: MATYJA B. A., Development of the Mid-Polish Trough versus Late Jurassic evolution in the Carpathian Foredeep area. Geological Quarterly 53, 1: MATYJA B. A., Ewolucja jurajska pó nocnego obrze a Tetys. W: Ekstensja i inwersja powaryscyjskich basenów sedymentacyjnych. Materia y konferencyjne 84 Zjazdu Naukowego PTG, Ch ciny, r. (red. Skompski S.): Wydawnictwa Pa stwowego Instytutu Geologicznego-Pa stwowego Instytutu Badawczego, Warszawa. MATYJA B. A., BARSKI M., Stratygrafia górnej jury pod o a zapadliska przedkarpackiego. Tomy Jurajskie 4: MATYJA B. A., WIERZBOWSKI A., Górna jura synkliny tomaszowskiej (pó nocno-zachodnie obrze enie mezozoiczne Gór wi tokrzyskich). W: Jurassica XI. Jurajskie utwory synkliny tomaszowskiej. Przewodnik wycieczek terenowych, abstrakty i artyku y. Spa a, r. (red. Feldman-Olszewska A., Wierzbowski A.): McCLAY K. R., DOOLEY T., WHITEHOUSE P., MILLS M., D evolution of the rift systems: Insights from scaled physical models. American Association of Petroleum Geologists Bulletin. V. 86: MORAWSKA A., Permian Lower Triassic Early Sedimentation in the Silesian-Ma opolska Area. Bulletin of the Polish Academy of Sciences. Earth Sciences 41: MORAWSKA A., Strukturalne uwarunkowania sedymentacji permsko-wczesnotriasowej na obszarze niecki miechowskiej. Zagadnienia geologii Niecki Nidzia skiej. Prace Instytutu Geografii WSP w Kielcach. 1: Wydawnictwo Jedno. Kielce. MORYCOWA E. i MORYC W., Rozwój utworów jurajskich na Przedgórzu Karpat w rejonie D browy Tarnowskiej-Szczucina. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 96: NAWROCKI J., Thye Permian-Triassic Bondary in the Central European Basin: magnetostratigraphic constreins. Terra Nova 16: NAWROCKI J., KULETA M., ZBROJA S., Buntsandstein magnetostratigraphy from the northern part of the Holy Cross Mountains. Geological Quarterly 47: NAWROCKI J., PIE KOWSKI G., BECKER A., Conchostraca (muszloraczki) z najni szego pstrego piaskowca Zache mia, Góry wi tokrzyskie dyskusja. Przegl d Geologiczny 53: NIEMCZYCKA T. (red.), B kowa IG-1. Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 26. NIEMCZYCKA T., Litostratygrafia osadów jury górnej na obszarze lubelskim. Acta Geologica Polonica 26, 4: OLSZEWSKA B., Stratygrafia malmu i neokomu pod o a Karpat fliszowych i zapadliska w wietle nowych danych mikropaleontologicznych. Przegl d Geologiczny 49: 451.

33 Referaty wprowadzaj ce 31 OR OWSKA-ZWOLI SKA T., Palinostratygrafia epikontynentalnych osadów wy szego triasu w Polsce. Prace Instytutu Geologicznego 104: OR OWSKA-ZWOLI SKA T., Palynological zones of the Polish Epicontinental Triassic. Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 33: PAW OWSKA, Retyk i lias po udniowego obrze enia Gór wi tokrzyskich. Kwartalnik Geologiczny 6: PAW OWSKA K., Zechstein in the Holy Cross Mts. W: Symposium on Central European Permian. Guide of Excursions, part 2. Zechstein of the Holy Cross Mts. (red. Pi tkowski T.S., Wagner R.): Centralne Archiwum Geologiczne, Warszawa. PIE KOWSKI G., rodowiska sedymentacyjne dolnego liasu pó nocnego obrze enia Gór wi tokrzyskich. Przegl d Geologiczny 34: PIE KOWSKI G., Sedymentologiczne kryteria wyró niania granicy cechsztyn/pstry piaskowiec oraz perm/trias w Polsce. Przegl d Geologiczny 38: PIE KOWSKI G., Facies criteria for eliminating Zechstein/Bundsandstein boundaries in Poland. Zentralblatt für Geologie und Paläontologie 1: PIE KOWSKI G., Jura dolna. Sedymentacja i stratygrafia sekwencji na podstawie wybranych profilów. W: Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. (red. Marek S., Pajchlowa M.). Prace Pa stwowego Instytutu Geologicznego 153: PIE KOWSKI G., The epicontinental Lower Jurassic of Poland. Polish Geological Institute Special Papers 12: PIE KOWSKI G, Lower Jurassic of the Holy Cross Mountains. In: Jurassic of Poland and adjacent Slovakian Carpathians. Field trip B4 Lower Jurassic marginal-marine and continental deposits sedimentation, sequences and ecosystems. Field trip guidebook of 7th International Congress on the Jurassic System. Poland, Kraków, September 6-18, 2006, (eds. Wierzbowski A., Aubrecht R., Golonka J., Gutowski J., Krobicki M., Matyja B.A., Pie kowski G., Uchman A.): PIE KOWSKI G., Trias. W: Tabela stratygraficzna Polski, Polska pozakarpacka (red. Wagner R.). Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. PIE KOWSKI G., NIED WIEDZKI G., BRA SKI P., Climatic reversals related to the Central Atlantic mamgatic province caused the end-triassic biotic crisis evidence from Continental strata in Poland. Geological Society of America Special Papers 505: PO ARYSKI W., Z o e fosforytów na NE obrze eniu Gór wi tokrzyskich. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 27. PO ARYSKI W., Jura i kreda mi dzy Radomiem, Zawichostem i Kra nikiem. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 46: PTASZY SKI T., NIED WIEDZKI G., Conchostraca (muszloraczki) z najni szego pstrego piaskowca Zache mia, Góry wi tokrzyskie. Przegl d Geologiczny 52: PTASZY SKI T., NIED WIEDZKI G., Pstry piaskowiec w Górach wi tokrzyskich: charakterystyka i korelacja litostratygraficzna z basenem tury skim. Przegl d Geologiczny 54: ROEMER, F.A., Geologie von Oberschlesien. Breslau. RÓ YCKI S.Z., Parkinsonie, garantiany i strenocerasy z doggeru obrze enia Gór wi tokrzyskich i ich znaczenie stratygraficzne. Acta Geologica Polonica 5: RUP M., Korelacja osadów permu górnego w regionie wi tokrzyskim. Narodowe Archiwum Geologiczne PIG-PIB, Warszawa. SAMSONOWICZ J., Cechsztyn, trias i lias na pó nocnym zboczu ysogór. Sprawozdania Pa stwowego Instytutu Geologicznego 5. SAMSONOWICZ J., Obja nienie arkusza Opatów. Ogólna mapa geologiczna Polski w skali 1: Pa stwowy Instytut Geologiczny. Warszawa. SENKOWICZOWA H., Wapie muszlowy na po udniowym zboczu Gór wi tokrzyskich mi dzy Czarn Nid a Chmielnikiem. Biuletyn Instytutu Geologicznego 122. SENKOWICZOWA H., Podzia i rozwój facjalny retu w Górach wi tokrzyskich. Kwartalnik Geologiczny 10: SENKWICZOWA H., Trias. W: Stratygrafia mezozoiku obrze enia Gór wi tokrzyskich. Prace Instytutu Geologicznego 56: SIEMI TKOWSKA-GI EJEWSKA M., Stratigraphy and paleontology of the Callovian in the southern and western margins of the Holy Cross Mts. Acta Geologica Polonica 24:

34 32 Referaty wprowadzaj ce STUPNICKA E., MORAWSKA A., Pó nocno-zachodni zasi g masywu ma opolskiego i pozycja tektoniczna wyniesienia W oszczowej. Przegl d Geologiczny 11: STUPNICKA E., STEMPIE -SA EK M., Geologia regionalna Polski. Mezozoiczne obrze enie Gór wi tokrzyskich: Wydawnictwa Uniwersytetu Warszawskiego. WIDROWSKA J., HAKENBERG M., Subsydencja i pocz tki inwersji bruzdy ródpolskiej na podstawie analizy map mi szo ci i litofacji osadow górnokredowych. Przegl d Geologiczny 47: SZULC J., Middle Triassic evolution of the northern Peri-Tethys area as infuenced by early opening of the Tethys ocean. Anales Societatis Geologorum Poloniae 70: SZULC J., Sedimentary environments of the vertebrate-bearing Norian deposits from Krasiejów, Upper Silesia, Poland. Hallesches Jahrbuch für Geowissenschaften B 19: SZULC J., GRADZI SKI M., LEWANDOWSKA A., HEUNISCH C., The Upper Triassic crenogenic limestones in Upper Silesia (southern Poland) and their paleoenvironmental context. Geological Society of America Special Papers 416: SZULC J., RACKI G., Formacja grabowska podstawowa jednostka litostratygraficzna kajpru Górnego l ska. Przegl d Geologiczny 63: SZYPERKO-TELLER A., Trias dolny (pstry piaskowiec). Litostratygrafia i litofacje. W: Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. (red. Marek S., Pajchlowa M.). Prace Pa stwowego Instytutu Geologicznego 153: WIDROWSKA J., HAKENBERG M., POLUHTOVI B., SEGHEDI A., VIŠNÂKOV I., Evolution of the Mesozoic Bains on the SW edge of the East European Craton (Poland, Ukraine, Moldavia, Romania). Studia Geologica Polonica 130: TRELA W., Stop 1B. Profil otworu Tumlin Podgrodzie IG 1 (NW obrze enie mezozoiczne Gór wi tokrzyskich). Zapis kopalny procesów glebotwórczych w najwy szym cechsztynie. W: Granice sedymentologii. Materia y konferencyjne 6 Polskiej Konferencji Sedymentologicznej POKOS 6, Ch ciny-rzepka. (red. Olszewska-Nejbert D., Filipek A., Babel M., Wysocka A.): Wydawnictwa Uniwersytetu Warszawskiego. TRELA W., FIJA KOWSKA-MADER A., Paleogleby w zapisie sedymentacyjnym formacji z Siode w Górach wi tokrzyskich (perm górny-trias dolny). Przegl d Geologiczny 65: URBAN J. (red.), Jaskinie regionu wi tokrzyskiego. PTPNoZ. Warszawa. URBANIEC A., WIETLIK B., Weryfikacja stratygrafii utworów wy szej górnej jury i ni szej dolnej kredy w rodkowej cz ci przedgórza Karpat w wietle nowych danych mikropaleontologicznych. Tomy Jurajskie 1: URBANIEC A., BOBREK L., WIETLIK B., Litostratygrafia i charakterystyka mikropaleontologiczna utworów kredy dolnej w rodkowej cz ci przedgórza Karpat. Przegl d Geologiczny 58: WAGNER R., Ewolucja basenu cechszty skiego w Polsce. Kwartalnik Geologiczny 32: WAGNER R., Stratygrafia osadów i rozwój basenu cechszty skiego na ni u polskim. Prace Pa stwowego Instytutu Geologicznego 146: WAGNER R., Perm górny (cechsztyn). W: Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. (red. Marek S., Pajchlowa M.). Prace Pa stwowego Instytutu Geologicznego 153: WAGNER Z. (red.) Tabela stratygraficzna Polski. Polska pozakarpacka. Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. WAGNER R., w druku. Paleogeografia cechszty skich poziomów w glanowych w rejonie wiercenia Nie wi PIG 1 na tle regionalnym. W: Nie wi PIG 1. (red. Fija kowska-mader A.). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 151. WALASZCZYK I., REMIN Z., Kreda obrze enia Gór wi tokrzyskich. W: Ekstensja i inwersja powaryscyjskich basenów sedymentacyjnych. Materia y konferencyjne 84 Zjazdu Naukowego PTG, Ch ciny, r. (red. Skompski S.): Wydawnictwa Pa stwowego Instytutu Geologicznego-Pa stwowego Instytutu Badawczego, Warszawa. ZBROJA S., Nowe dane o korelacji osadów permu w pó nocno-zachodnim obrze eniu Gór wi tokrzyskich. Kwartalnik Geologiczny 35: ZBROJA S., 2000a. Korelacja osadów cechsztynu z obszaru rawsko-gielniowskiego i obrze enia Gór wi tokrzyskich. Posiedzenia Naukowe Pa stwowego Instytutu Geologicznego 56: ZBROJA S., 2000b. Analiza facjalna osadów cechsztynu w obrze eniu Gór wi tokrzyskich. Narodowe Archiwum Geologiczne PIG-PIB, Warszawa.

35 Referaty wprowadzaj ce 33 ZBROJA S., Perm górny. W: Opoczno PIG 2. (red. Kowalczewski Z.). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 111: ZBROJA S., KULETA M., MIGASZEWSKI Z.M., New data on conglomerates of quarry Zygmuntówka in the Holy Cross Mts. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 379: ZBROJA S., w druku. Perm cechsztyn. Wst p. W: Nie wi PIG 1. (red. Fija kowska-mader A.). Proflie G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 151. ZDANOWSKI P., BASZKIEWICZ A., GREGOSIEWICZ Z., Analiza facjalna utworów najwy szej jury i kredy dolnej rejonu Zagorzyc. Przegl d Geologiczny 49: Z ONKIEWICZ Z., Mapa geologiczna regionu wi tokrzyskiego w skali 1:25 000, arkusz Piekoszów A. (814). Narodowe Archiwum Geologiczne PIG-PIB, Warszawa. Z ONKIEWICZ Z., Korelacja i paleogeografia górnej jury w po udniowo-zachodnim obrze eniu mezozoicznym Gór wi tokrzyskich i w niecce Nidy. Posiedzenia Naukowe Pa stwowego Instytutu Geologicznego 115. Z ONKIEWICZ Z., Rozwój paleotektoniczny niecki miechowskiej na tle basenu jurajskiego bruzdy ródpolskiej. W: Abstrakty referatów z konferencji Jurassica IV. Ba tów, wrze nia Tomy Jurajskie 2: Z ONKIEWICZ Z., 2006a. Ewolucja basenu niecki miechowskiej w jurze jako rezultat regionalnych przemian tektonicznych. Przegl d Geologiczny 54: Z ONKIEWICZ Z., 2006b. Jura. W: Osta ów PIG-2. (red. Kowalczewski Z.). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego 112: Z ONKIEWICZ Z., 2006c. Rozwój sedymentacji jurajskiej w niecce Nidy. Rozprawa doktorska. Narodowe Archiwum Geologiczne. PIG-PIB. Warszawa. Z ONKIEWICZ Z., Jura rodkowa. W: Mniszków PIG-1. (red. Zbroja S.). Profile G bokich Otworów Wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego. Narodowe Archiwum Geologiczne PIG-PIB. Warszawa. Z ONKIEWICZ Z., 2009a. Litostratygrafia i paleogeografia dolnej i rodkowej jury w niecce Nidy. Konferencja naukowo-techniczna. Ropa i gaz a ska y klastyczne Polski. Materia y konferencyjne. Czarna, marca 2009: 63. Z ONKIEWICZ Z., 2009b. Profil keloweju i górnej jury w niecce Nidy. Przegl d Geologiczny 57: Z ONKIEWICZ Z., 2009c. Zjawiska geologiczne w rezerwacie przyrody nieo ywionej Wietrznia im. Zbigniewa Rubinowskiego w Kielcach. W: Perspektywy rozwoju geoparków w regionie wi tokrzyskim. Kieleckie Towarzystwo Naukowe i Oddzia wi tokrzyski Polskiego Towarzystwa Geograficznego. Kielce (red. Trela W., Z onkiewicz Z): Z ONKIEWICZ Z., Co z t bruzd? czyli jurajski basen epikontynentalny widziany z niecki Nidy. W: Znane fakty nowe interpretacje w geologii i geomorfologii. (red. Zieli ski A.): Instytut Geografii Uniwersytet Jana Kochanowskiego w Kielcach. Z ONKIEWICZ Z., 2015a. Obja nienia do Szczegó owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1: Arkusz Sienno: 781. Z ONKIEWICZ Z., 2015b. Zbiornik jurajski na terenie pó nocnej Ma opolski bruzda ródpolska czy otwarty szelf Tetydy? W: Ekstensja i inwersja powaryscyjskich basenów sedymentacyjnych. Materia y konferencyjne 84 Zjazdu Naukowego PTG, Ch ciny, r. (red. Skompski S.): 106. Wydawnictwa Pa stwowego Instytutu Geologicznego-Pa stwowego Instytutu Badawczego, Warszawa. Z ONKIEWICZ Z., BECKER A., Stanowisko 1. Zache mie. W: Ekstensja i inwersja powaryscyjskich basenów sedymentacyjnych. Materia y konferencyjne 84 Zjazdu Naukowego PTG, Ch ciny, r. (red. Skompski S.): Wydawnictwa Pa stwowego Instytutu Geologicznego-Pa stwowego Instytutu Badawczego, Warszawa.

36 34 Referaty wprowadzaj ce OSADY PLEJSTOCE SKIE W ZACHODNIEJ CZ CI GÓR WI TOKRZYSKICH PLEISTOCENE DEPOSITS IN THE WESTERN PART OF THE HOLY CROSS MOUNTAINS Leszek LINDNER 1, Jan DZIER EK 1 1 Wydzia Geologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, Al. wirki i Wigury 93, l.lindner@uw.edu.pl, j.dzierzek@uw.edu.pl Badania geologiczne przeprowadzone w zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich mi dzy innymi przez Czarnockiego (1931), yczewsk (1971), Lindnera (1977, 1984, 1988) oraz Lindnera i Dzier ka (2013) wykaza y, e mamy tu wyj tkowo dobrze zachowane osady ca ego plejstocenu (fig. 1). Wczesny plejstocen reprezentuj preglacjalne (Pg) piaski i wiry rzeczne odznaczaj ce si brakiem materia u skandynawskiego. Swoim po o eniem nawi zuj one do neoge skiego systemu pra Wiernej Rzeki i pra Bobrzy kieruj cych si ku po udniowemu-wschodowi (Lindner, 1977). Plejstocen dolny ko czy si depozycj piasków wodnolodowcowych i mu ków zastoiskowych, na których le y glina lodowcowa zlodowacenia Nidy (N). Osady te s zachowane jedynie na obszarze Pado u Strawczy skiego. M odszy okres interglacja u podlaskiego (P) dokumentuj piaski i wiry rzeczne z materia em skandynawskim wyst puj ce zarówno na obszarze tego Pado u jak te w osiowych partiach systemu dolinnego pra Wiernej Rzeki i pra Nidy. Warunki klimatyczne m odszej cz ci tego interglacja u dobrze charakteryzuj szcz tki ssaków, p azów, gadów i limaków zachowane w obr bie gliny jaskiniowej w stanowisku Kozi Grzbiet ko o Ch cin (G azek i in., 1976). Ich wiek dokumentuje te obecno zachowanej w tej glinie granicy paleomagnetycznej Brunhes/Matuyama okre lonej na 780 tys. lat od dzi (G azek i in., 1977, Lindner, 2009, Lindner i in., 2013). Kolejno m odszymi osadami rodkowoplejstoce skimi s mu ki zastoiskowe i gliny lodowcowe dwóch zlodowace okre lonych jako zlodowacenia Sanu 1 (S1) i Sanu 2 (S2), których obecno stwierdzono na ca ym prezentowanym obszarze. Znaczna obecno w tych glinach erratyków pochodzenia neoge skiego (wapienie litotamniowe i margle sarmackie) oraz paleozoicznego (piaskowce i wapienie dewo skie oraz kwarcyty kambryjskie), przy jednoczesnej obecno ci materia u skandynawskiego, potwierdzi a wcze niejsze opinie Czarnockiego (1931) i Ró yckiego (1972) o wkroczeniu na ten obszar l dolodów rodkowoplejstoce skich od wschodu i po udniowego-wschodu. Osady wspomnianych zlodowace oddzielone s seriami rzecznymi wi zanymi z interglacja em ferdynandowskim (F). Pozosta o ci m odszego z tych zlodowace s powszechnie zachowane na prezentowanym obszarze, a zw aszcza na zboczach tutejszych wynios o ci, piaski wodnolodowcowe si gaj ce nawet do 400 m n.p.m. W wielu miejscach s one pozosta o ci tarasów kemowych, kemów czy te zasypania obszarów o charakterze nunataków wkl s ych przyk adowo w rejonie Miedzianki ko o Ch cin (Lindner, Kowalski, 1975). W niektórych przypadkach formom tym towarzysz nagromadzenia wirowo-g azowe stanowi ce zapewne fragmenty form szczelinowych powsta ych w procesie deglacjacji tego obszaru.

37 Referaty wprowadzaj ce 35 Pasmo Obl gorskie m n.p.m. 400 Pasmo Zgórskie W O Padó Strawczy ski N S2 S1 Pg O P M. F Z KG JR V Wierna Rzeka P Miedzianka V IV P O III II W E M Nida II I S2 S1 P Pasmo Korzeczkowskie V IV 100 piaski i wiry rzeczne V - I tarasy dolinne piaski wodnolodowcowe piaski i mu ki fluwioperyglacjalne mu ki zastoiskowe piaski i wiry from szczelinowych torfy i mu ki interglacjalne gliny i rumosze stokowe gliny lodowcowe lessy formy jaskiniowe pod o e przedczwartorz dowe Fig. 1. Sytuacja geologiczna osadów plejstoce skich w zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich z po o eniem reperowych stanowisk paleontologicznych: KG Kozi Grzbiet (interglacja podlaski), Z Zakrucze (interglacja mazowiecki), JR jaskinia Raj (zlodowacenie wis y). Oznaczenia wiekowe: Pg preglacja, N zlodowacenie Nidy, P interglacja podlaski, S1 zlodowacenie Sanu 1, F interglacja ferdynandowski, S2 zlodowacenie Sanu 2, M interglacja mazowiecki, O zlodowacenie odry, E interglacja eemski, W zlodowacenie wis y W prezentowanym obszarze, m odszy okres ciep y, okre lony jako interglacja mazowiecki (M), dokumentuje stanowisko osadów organogenicznych w Zakruczu na pó noc od Ma ogoszcza (Lindner, Rz tkowska-orowiecka, 1998). W tym czasie na obszarze zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich nast pi intensywny rozwój dzia alno ci rzecznej wyra onej akumulacj piasków i wirów. W przypadku doliny pra Nidy ówczesna rzeka odprowadza a wody z ca ego prezentowanego obszaru w kierunku zachodnim, by poprzez g bokie obni enia na pó noc od Boche ca kierowa si wzd u pó nocnego zbocza Pasma Ma ogoskiego w stron Rowu Be chatowa (Lindner, Mastella, 2002). M odszymi osadami s tu piaski i mu ki fluwioperyglacjalne oraz wodnolodowcowe i przykrywaj ca je glina lodowcowa zlodowacenia odry (O). Wyst powanie tej gliny jest ograniczone do najbardziej zachodniej cz ci obszaru gdzie wraz z formami piaszczysto- wirowych moren czo owych i form szczelinowych wyznacza zasi g ówczesnego l dolodu si gaj cego do linii Le nica Gnie dziska opuszno Cza czyn. Wspomniane osady fluwioperyglacjalne, jako akumulowane na zewn trz (na wschód) od wymienionego zasi gu, tworz na ca ym prezentowanym obszarze rozleg e powierzchnie, a si gaj c ku dolinom przechodz w powierzchnie tarasu V o charakterze fluwioglacjalnym lub fluwioperyglacjalnym (Lindner 1977; Lindner i in., w druku). W sytuacjach podstokowych osady te zawieraj liczne sp ywy zboczowe starszych glin lodowcowych, zwietrzelin i rumoszów ska przedczwartorz dowych a tak e obecno ówczesnych klinów mrozowych i deformacji kongeliflukcyjnych (Gi ejewski, Lindner, 1977; Cabalski i in., 2018). W najbardziej osiowych partiach dolin wymienione osady s rozci te erozyjnie tworz c powierzchnie tarasu IV równie genezy fluwioglacjalnej lub fluwioperyglacjalnej (Lindner, 1977; Lindner i in., w druku). Ówczesne wody

38 36 Referaty wprowadzaj ce rozpocz y formowanie dzisiejszego systemu dolinnego Nidy dziedzicz cego od tego momentu odp yw w kierunku po udniowym ku dolinie Wis y. Interglacja eemski (E) dokumentuj piaski rzeczne wype niaj ce dna wi kszo ci tutejszych dolin, gdzie zosta y przykryte przez piaski z rumoszem ska lokalnych tworz cych powierzchnie rzecznego tarasu III z okresu pe ni zlodowacenia wis y (W). W czasie tego zlodowacenia dosz o te do akumulacji g ównie podstokowych p atów lessowych (Lindner, Chlebowski, 1975), a tak e gruzowo-blokowych pokryw kongeliflukcyjnych, których cz przeobrazi a si w rozleg e formy go oborzy zachowanych w najwy szych partiach górskich (Lindner, Bogucki, 2002). M odsze stadia y i interstadia y zlodowacenia wis y dokumentuj osady jaskini Raj ko o Ch cin. Zawieraj one obok szcz tków faunistycznych narz dzia krzemienne sygnalizuj ce moment pierwszego pojawienia si cz owieka paleolitycznego w regionie wi tokrzyskim, mi dzy 54 a 40 tys. lat temu (Kaczanowska, 1974). Na pó noglacjaln cz tego zlodowacenia przypada moment akumulacji powierzchni tarasu rzecznego II (Hakenberg, Lindner 1971; Lindner, Braun, 1974). Z holocenem wi e si akumulacja wielostopniowego rzecznego tarasu I (Hakenberg, Lindner, 1973), tworzenie wydm oraz osadów organogenicznych w dolinach, zapadliskach krasowych i obni eniach wokó form wydmowych. Literatura CABALSKI K., DZIER EK J., KOWALCZYK S., Osady przypowierzchniowe u podnó y Grzyw Korzeczkowskich w Mostach (Góry wi tokrzyskie) w obrazie GPR. Mat. III Ogólnopolskiego Sympozjum Geointerdyscyplinarnych Metod Badawczych. ECEG, Ch ciny, kwietnia CZARNOCKI J., Dyluwium Gór wi tokrzyskich. Rocznik Pol. Tow. Geol. 7: GI EJEWSKI J., LINDNER L., Sedymentacja osadów fluwioperyglacjalnych w dolinie Sufraga ca i ich pozycja wiekowa. W: Czwartorz d zachodniej cz ci regionu wi tokrzyskiego (red. LINDNER L., MICHALSKA Z.). Przewodnik Symp. Terenowego, Warszawa Kielce, 6-10 czerwca 1977: Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. G AZEK J., LINDNER L., WYSOCZA SKI-MINKOWICZ T., Interglacial Mindel I/Mindel II in fossil-bearing karst at Kozi Grzbiet in the Holy Cross Mts. Acta Geol. Polon. 26 (3): G AZEK J., KOWALSKI K., LINDNER L., M YNARSKI M., STWORZEWICZ E., TUCHO KA P., WYSOCZA SKI-MINKOWICZ T., Cave deposits at Kozi Grzbiet (Holy Cross Mts., Central Poland) with vertebrate and snail faunas of the Mindelian I/Mindelian II Interglacial and their stratigraphic correlations. In: Proceedings 7th International Speleological Congress, Sheffield: HAKENBERG M., LINDNER L., Stratygrafia osadów czwartorz dowych w dolinie rodkowej Nidy. Acta Geol. Polon. 21 (2): HAKENBERG M., LINDNER L., Holoce ski rozwój doliny rodkowej Nidy. Acta. Geol. Polon. 23 (2): KACZANOWSKA M., Stanowisko paleolityczne w jaskini Raj. W: Badania i udost pnienie jaskini Raj (red. Rubinowski Z.): Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. LINDNER L., Zlodowacenia plejstoce skie w zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich. Studia Geol. Polon. 53: LINDNER L., Region wi tokrzyski. W: Budowa geologiczna Polski, tom I, Stratygrafia, cz 3b, kenozoik czwartorz d (red. Soko owski S., Mojski J.E.): 34-35, 63-73, , , Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. LINDNER L., Jednostki glacjalne i interglacjalne w plejstocenie regionu wi tokrzyskiego. Przegl. Geol. 1: LINDNER L., Granica Brunhes-Matuyama a liczba i wiek zlodowace skandynawskich w czwartorz dzie Polski. W: Najdawniszi lesi Podillja i Pokuttja: problemi genezi, stratigrafii, paleogeografii. Zbirnik nauk. prac do XV ukrainsko-polskowo seminaru, Ska a Podolska, weresnja 2009 r. (red. Boguckij A. i in.): Widawn. Centr. LNU im. Iwana Franka, Lwiw. LINDNER L., BOGUCKI A., Pozycja wiekowa rodkowo- i pó noplejstoce skich zjawisk peryglacjalnych w rodkowo-wschodniej Europie. W: Zagadnienia peryglacja u Polski i obszarów s siednich (red. Ja kowski B.). Prace Inst. Geografii Akad. wi tokrzyskiej w Kielcach 8:

39 Referaty wprowadzaj ce 37 LINDNER L., BRAUN J.J., Stratygrafia czwartorz du i rozwój geomorfologiczny doliny Bobrzyczki w rejonie jaskini Raj. W: Badania i udost pnienie jaskini Raj (red. RUBINOWSKI Z.): Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. LINDNER L., CHLEBOWSKI R., Wp yw pod o a na sk ad minera ów ci kich g ównych wysp lessowych NW cz ci Wy yny Ma opolskiej. Acta Geol. Polon., 25 (1): LINDNER L., DZIER EK J., Zlodowacenia i interglacja y w plejstocenie regionu wi tokrzyskiego (nowe uj cie). W: Od Czarnohory po Góry wi tokrzyskie geologiczne pregrynacje. Polsko- Ukrai ska Sesja Naukowa, Warszawa Bocheniec, pa dziernika 2013 (red. B BEL M. i in.: Instytut Geologii Podstawowej Uniwersytet Warszawski. LINDNER L., DZIER EK J., CABALSKI K., w druku. Co wiemy o czwartorz dowych poziomach dolinnych i tarasach rzecznych w zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich? Geol. Quarterly. LINDNER L., KOWALSKI W.R., Czwartorz dowe zasypanie rejonu Miedzianki ko o Ch cin. Acta Geol. Polon., 24 (2): LINDNER L., MASTELLA L., Geneza i wiek prze omu Wiernej Rzeki ( ososiny) w rejonie Boche ca (SW obrze enie mezozoiczne Gór wi tokrzyskich). W: Zagadnienia geomorfologii gór i wy yn w Polsce (red. Ja kowski B.). Prace Inst. Geografii Akad. wi tokrzyskiej w Kielcach 6: LINDNER L., RZ TKOWSKA-OROWIECKA A., New data on interglacial sediments at Zakrucze near Ma ogoszcz, the Holy Cross Region. Geol. Quarterly 42 (2): LINDNER L., MARKS L., NITA M., Climatostratigraphy of interglacials in Poland: Middle and Upper Pleistocene lower boundaries from a Polish perspective. Quatern. International 292: YCZEWSKA J., Czwartorz d regionu wi tokrzyskiego. Prace Inst. Geol, 54: RÓ YCKI S.Z., Plejstocen Polski rodkowej na tle przesz o ci w górnym trzeciorz dzie. Pa stwowe Wydawnictwo Naukowe:

40 38 Referaty wprowadzaj ce WP YW RZE BY STRUKTURALNEJ GÓR WI TOKRZYSKICH NA PRZEBIEG PROCESÓW MORFOGENETYCZNYCH W PLEJSTOCENIE I ICH ZAPIS W CECHACH SEDYMENTOLOGICZNYCH OSADÓW INFLUENCE OF STRUCTURAL MORPHOLOGY OF THE HOLY CROSS MOUNTAINS ON THE COURSE OF MORPHOGENETIC PROCESSES IN THE PLEISTOCENE AND THEIR RECORD IN SEDIMENTOLOGICAL FEATURES OF SEDIMENTS Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, ma gorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl, Góry wi tokrzyskie s tym obszarem, w którym uwidaczniaj si problemy wzajemnych relacji genetycznych i wiekowych osadów oraz elementów rze by, formowanych na paleoge skoneoge skim i czwartorz dowym etapie rozwoju morfologicznego obszaru. Podsumowanie pogl dów dotycz cych przedczwartorz dowego etapu morfogenezy Gór wi tokrzyskich i cech ich rze by, obowi zuj cych na pocz tku lat 70-tych XX wieku, najpe niej przedstawi a Rad owska (1967, tam literatura). W pracy odnios a si do uwarunkowa i podstawowych typów procesów morfogenetycznych odpowiedzialnych za powstanie rze by Gór wi tokrzyskich. Zasadnicze ustalenia w zakresie uwarunkowa morfogenezy nie podlega y w czasie istotnej weryfikacji ( yczewska, 1971; Ró ycki, 1972; Wróblewski, 1977; Gilewska, 1991), ale zosta y uszczegó owione (Kowalski, 1993; 1995, 2002; Urban, 2013, 2014; Urban, Rzo ca, 2009). Przyjmuje si wi c, e na przedczwartorz dowym, a zasadniczo na paleoge skoneoge skim etapie ewolucji morfologicznej Gór wi tokrzyskich, przebieg procesów rze botwórczych by determinowany przez: (1) litologiczno-strukturalne zró nicowanie paleozoicznego (i/lub mezozoicznego) pod o a, (2) aktywno tektoniczn zmienn w czasie i w przestrzeni (w zakresie cz stotliwo ci i nat enia), (3) zmiany warunków paleo rodowiskowych g ównie klimatu i szaty ro linnej, (4) transgresje i regresje morza mioce skiego warunkowane eustatycznie i/lub tektonicznie. (1) Mozaikowo budowy geologicznej masywu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich wyra a si wspó wyst powaniem ró nowiekowych klastycznych i w glanowych ska osadowych, litych i lu nych oraz jego fa dowo-blokow struktur (np. Kowalczewski, 1993, 1981; Mizerski, 2004; Konon, 2008). Zró nicowanie litologiczne pod o a paleozoicznego determinowa o wi c odmienny sposób i ró ne tempo rozwoju rze by strukturalnej poszczególnych fragmentów Gór wi tokrzyskich, przy takich samych albo podobnych za o eniach tektonicznych. Ponadto, przyczynia o si do przestrzennego zró nicowania genetycznego równowiekowych form rze by. Powszechnie podkre la si silny zwi zek rze by strukturalnej Gór wi tokrzyskich z litologi, warunkowany odporno ci ska, czyli wyst powanie twardzielcowych pasm, grzbietów oraz obni e, wypreparowanych w strefach ska mniej odpornych. Powierzchnie zrówna uznawano za najistotniejszy element przedczwartorz dowej rze by (np. Rad owska, 1967; Wróblewski, 1977; Gilewska, 1991). Jednak koncepcji rozwoju powierzchni zrówna, formowanych na obszarach o zró nicowanej odporno ci, deformowanych podczas faz orogenicznych, nale y nada warto historyczn przetrwa a w literaturze regionalnej do ko ca lat 80-tych XX wieku (Migo, 1998; Zuchiewicz, 2010). Zró nicowanie litologiczne masywu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich wskazuje wi c, e analiza cech jego rze by, powinna dotyczy nie tylko obszarów jednorodnych litologicznie, formowanych w obr bie kompleksu ska w glanowych lub

41 Referaty wprowadzaj ce 39 klastycznych, ale uwzgl dnia przestrzenne interakcje pomi dzy nimi (Ludwikowska-K dzia, 2012, 2016, w druku). (2) Aktywno tektoniczna trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich jest wi zana g ównie z orogenezami: kaledo sk i waryscyjsk, ale tak e z alpejsk (Czarnocki, 1919; Kowalczewski, 1993, 1981; Mizerski, 2004; Konon, 2008). Przyjmuje si, e formy rze by (uk ad pasm i obni e ) odzwierciedlaj kierunki i za o enia jednostek tektonicznych, tj. osi antyklin i synklin fa dowa orogenezy kaledo skiej (kierunek W-E), waryscyjskiej (WNW-ESE) i alpejskiej (NW-SE) (Wróblewski, 1977). Ale wci dyskusyjna jest rola pionowych ruchów alpejskich w przebudowie strukturalnej i morfologicznej Gór wi tokrzyskich (np. Kutek, G azek, 1976; Lamarche i in., 1999; D bowska, 2004; Mizerski, 2004; widrowska, Lamarche, 2009). Najbardziej jednoznaczne jest w tym temacie stanowisko Kowalskiego (1993, 1995, 2002), który przypisuje znacz c rol undacyjno-blokowym ruchom w kompresyjnych odnowieniu waryscyjskiego planu strukturalnego Gór wi tokrzyskich. Wed ug autora mobilno tektoniczna zapisa a si skracaniem promieni drobnych antyklin i synklin oraz o ywianiem transwersalnych elewacji, depresji i uskoków (Kowalski 1995, s. 315) co prowadzi o do m.in. przesuni cia pasm górskich wzd u dyslokacji, powstawania rowów grzbietowych, czy grzbietów przes aniaj cych. (3) Dla okresu paleoge sko-neoge skiego typowe jest rodowisko klimatów zmiennych, od ciep o-umiarkowanego do subtropikalnego, z kilkoma optimum klimatycznymi (S odkowska, Kasi ski, 2015). W obr bie obszarów zbudowanych ze ska w glanowych Gór wi tokrzyskich, takie warunki klimatyczne i rodowiskowe, przyczynia y si do ubytku masy skalnej wskutek rozpuszczania i transportu roztworów, sprzyja y tworzeniu i funkcjonowaniu krajobrazu krasowego (por. Andrejczuk, 2011). Natomiast w obszarach wyst powania ska klastycznych, charakterystyczne by o tworzenie mi szych pokryw piaszczystych, gliniasto-ilastych (np. Fija kowska, Fija kowski, 1965, 1971; Liszkowski, 1996). (4) Istotne dla rozwoju morfologicznego Gór wi tokrzyskich by y równie zmiany poziomu Paratetydy w miocenie, warunkowane tektonicznie i/lub klimatycznie (np. Radwa ski, 1969,1973; Are, 1971; Czapowski, 2004; Peryt, 2015 tam literatura, Leszczycki, Nemec, 2015). Wyra ne zró nicowanie przestrzenne i facjalne osadów na wi tokrzyskim brzegu Paratetydy t umaczy si zmiennymi warunkami hydrodynamicznymi determinowanymi mobilno ci tektoniczn, rze b pod o a obszaru, na który morze wkracza o, oraz wahaniami jego poziomu. Do rozpoznanych i udokumentowanych procesów morfogenetycznych funkcjonuj cych na przedczwartorz dowym, w tym paleoge sko-neoge skim etapie ewolucji morfologicznej Gór wi tokrzyskich, nale y zaliczy procesy wietrzeniowe (Fija kowska, Fija kowski, 1965, 1971; Liszkowski, 1996), krasowe (Urban, w tych materia ach) oraz fluwialne (Lencewicz, 1934; Klimaszewski, 1958; Klatka, 1976; Dyjor, 1987; Kosmowska-Sufczy ska, 1998; Kowalski, 2002). L dowe pokrywy wietrzeniowe w centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich to zasadniczo produkty wietrzenia chemicznego, reprezentowane przez i y pstre i mu ki, gliny zwietrzelinowe i piaski. S one okre lane mianem trzeciorz du l dowego (np. Fija kowska, Fija kowski, 1965, 1971; Are, 1971; Filonowicz, 1973). Osady pokryw wietrzeniowych, kopalnych jak i reliktowych zalicza si do pokryw pasa wy yn po udniowopolskich, Wy yny Kielecko-Sandomierskiej (Liszkowski, 1996). Cechy litologiczne zwietrzelin by y sporadycznie analizowane w aspekcie zapisu warunków klimatycznych ich powstania. Równie problematyczne s ustalenia ich wieku. Poza strefami krasowymi, w centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich odnotowuje si brak udokumentowanych, mi szych, zachowanych in situ trzeciorz dowych pokryw wietrzeniowych i wietrzeniowo-glebowych, cho przypuszczalnie osi ga y znaczne rozmiary. Deficyt osadów powszechnie czy si z faktem odm odzenia rze by w pasie wa u metakarpackiego (np. Liszkowski, 1996; Turkowska, 2006; Lewandowski, 2015). Wp yw na s abe zachowanie trzeciorz du l dowego, jego redepozycj, mia y niew tpliwe tak e plejstoce skie procesy erozyjne i denudacyjne.

42 40 Referaty wprowadzaj ce Formowanie rze by fluwialnej na przedczwartorz dowym etapie morfogenezy Gór wi tokrzyskich jest niew tpliwie jednym z wa nych zagadnie paleogeografii centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich. Warto podkre li kilka aspektów zagadnienia, a mianowicie przyjmuje si, e ówczesn podstawow baz erozyjn dla rzek po udniowego sk onu Gór wi tokrzyskich by o morze mioce skie i w tym kierunku sp ywa y wi ksze rzeki (Dyjor, 1987). Mia y one wi ksze spadki ni pó nocne, st d erozyjna dzia alno prowadzi a do zmian przebiegu dzia ów wodnych tym samym sprzyja a kapta om (Klimaszewski, 1958). Podkre la si równie problem utraty powa niejszej roli hydrograficznej dolin rzecznych, w efekcie intensywnych procesów krasowych, które by y wzmacniane mobilno ci tektoniczn obszaru (Rad owska, 1967; Kosmowska-Sufczy ska, 1998; Klatka, 1976). Rozwój mniejszych, poprzecznych obni e (doliny o cechach prze omów) wi e si zazwyczaj ze strefami dyslokacji tektonicznych (Wróblewski, 1977). Kowalski (2002) w koncepcji genezy sieci rzecznej paleozoicznego trzonu Gór wi tokrzyskich Pado u Kielecko- agowskiego zwraca uwag na rol czynnika neotektonicznego w jej kenozoicznej transformacji. Ludwikowska-K dzia (2012, 2016, w druku) podkre la, e obok czynnika neotektonicznego, równie wa ne jest zró nicowanie litologiczno-strukturalne obszaru po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich, które predysponowa o obszar do rozwoju krasu kontaktowego (z jego odmiana stripe karst; Ford, Williams, 2007). Natomiast urozmaicona rze ba den obni e strukturalnych, z brakiem typowych kopalnych form dolin rzecznych, oraz wzajemnie pi trowy uk ad obni e, wyznaczaj kierunek transferu osadów w obr bie poszczególnych elementów morfostrukturalnych po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich. Obecny uk ad geomorfologiczno-strukturalny trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich czy si z g ównymi cyklami morfotektonicznymi (kaledo skim, waryscyjskim i alpejskim). Przy uwzgl dnieniu kryterium morfochronologicznego, uk ad ten charakteryzuje si asymetryczno ci i pi trowo ci (Wróblewski, 1977). Przedstawiony powy ej zarys g ównych uwarunkowa, procesów i cech rze by strukturalnej Gór wi tokrzskich, wraz z zachowan pokryw osadow, formowanych na paleoge skoneoge skim etapie ich rozwoju morfologicznego, w d ugim okresie prawie 65 mlm lat, ma ogromne znaczenie w kolejnym etapie morfogenezy, czwartorz dowym. Odziedziczona rze ba sta a si bowiem nie tylko fundamentem ewolucji morfologicznej obszaru w czwartorz dzie, ale przede wszystkim ram morfostrukturaln, która ukierunkowa a, równocze nie ograniczaj c przebieg i zapis klimatycznie sterowanych czwartorz dowych procesów morfogenetycznych. Tak wi c, rozpatrywanie ewolucji któregokolwiek z regionalnych/lokalnych rodowisk sedymentacyjnych ( rodowiska fluwialnego, glacjalnego, peryglacjlanego, stokowego, eolicznego, itd.) bez uwzgl dnienia tych morfostrukturalnych ram, wydaje si by nastawione na niepe n, a nawet b dn interpretacj paleograficzn. W tej sytuacji istotnym wydaje si pytanie, w jaki sposób odziedziczona pokrywa osadowa i formy rze by strukturalnej Gór wi tokrzyskich (przy konkretnych za o eniach litologicznostrukturalnych/tektonicznych pod o a), w plejstocenie, w okresie ok. 2,5mln lat, zareagowa a na zmiany warunków klimatycznych i rodowiskowych? Na ile by to wystarczaj cy czas (odpowiednio d ugi) do zapisu i/lub przetrwania tych zmian w rze bie obszaru? Wa ne, aby zwróci uwag na problem konwergencji form w rze bie Gór wi tokrzyskich, kiedy to ró ne procesy dzia aj ce w odmiennych rodowiskach prowadz do tego samego ko cowego rezultatu (Migo, 1998). Za o eniem, które odegra o wa n rol w dotychczasowym podej ciu w badaniach paleogeografii czwartorz du po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich by o uznanie ich za przeszkod morfologiczn na drodze transgreduj cych l dolodów, g ównie ze wzgl du na wysoko bezwzgl dn pasma g ównego oraz poprzeczny wzgl dem kierunku ruchu l dolodu uk ad pasm wzniesie i obni e. Takie uj cie problemu by o podstaw pogl dów wskazuj cych na op yni cie Gór wi tokrzyskich lobami l dolodów oraz ich po czenie na po udniu obszaru

43 Referaty wprowadzaj ce 41 (Siemiradzki, 1888; Ró ycki, 1972; G azek i in., 1976; Lindner, 1984), z charakterystycznym mechanizmem pokonywania pasm wzniesie w pó nocnej cz ci Gór wi tokrzyskich (Lamparski, 1972). Za o enie to pos u y o tak e do rozwa a na temat mo liwo ci wnikania lodu od po udnia i po udniowego wschodu w obszar centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich, z wytworzeniem tymczasowej oazy ródlodowej (Ró ycki, 1972; Liszkowski, 1976). Koncentracja bada i dyskusji g ównie na problemie ilo ci, mechanizmu i zasi gach zlodowace plejstoce skich w Górach wi tokrzyskich, wydaje si by w pe ni uzasadniona. Jednak podej cie to os abi o warto interpretacyjn rozmieszczenia i cech pokrywy osadów nieglacjalnych wyst puj cych w Górach wi tokrzyskich. Ponadto, zmarginalizowa o znaczenie i rol lokalnej rze by indywidualnych jednostek morfostrukturalnych Gór wi tokrzyskich w przebiegu oraz zapisie zlodowace. Tymczasem plejstoce skie osady i rze ba Gór wi tokrzyskich s nie tylko funkcj obecno ci lub braku l dolodu, ale tak e miejsca i czasu procesów litoi morfogenetycznych, warunkowanych zimnym klimatem, lokaln budow geologiczn (zró nicowaniem litologicznym oraz fa dowo-blokow struktur górotworu) oraz rze b obszaru, odziedziczon po etapie paleoge sko-neoge skim. Z udokumentowaniem obecno ci l dolodu w Górach wi tokrzyskich wi e si ci le zagadnienie warunków peryglacjalnych. Otó przyjmowano, e d ugotrwa e warunki peryglacjalne s odpowiedzialne za intensywne przekszta cenie (niszczenie) rze by glacjalnej w Górach wi tokrzyskich, w nawi zaniu do koncepcji peryglacjalnego charakteru rze by rodkowej Polski wg. Dylika (1953), poddane krytyce (Kosmowska-Sufczy ska, 2002). Obecnie wiadomo, e sama obecno lodowców (lobów l dolodów w Górach wi tokrzyskich) generuje dwie dodatkowe strefy przestrzenne: jedna to niezlodowacone wierzcho ki i grzbiety, wznosz ce si ponad lodowcem (por. French, 2006; R czkowska, 2008), druga z kolei to strefa o zmiennej szeroko ci u czo a i wokó lobu lodowca. Ich obecno sugeruje konieczno rozwa ania relacji permafrost lód lodowcowy pod o e (np. Reynard i in., 2003; Moorman, 2003; Dobi ski i in., 2011; Dobi ski, 2012). Warto nadmieni, e ostatnie badania dotyczace roli warunków peryglacjalnych w przekszta caniu rze by rodowiska wykaza y, e rola ta by a raczej przeceniana (por. French, 2016). Fakt uwarunkowa klimatycznych i morfostrukturalnych czyni mechanizm glacjacji Gór wi tokrzyskich podobny do zlodowace górskich (lodowców dolinnych), z t jednak istotn ró nic, e lodowce górskie tworz si w górach, lokalnie, a lód lodowcowy w Góry wi tokrzyskie dotar z zewn trz. Zaburzy funkcjonowanie integralnego rodowiska morfogenetycznego Gór wi tokrzyskch. Dlatego te w badaniach i interpretacji zagadnie lito-, chrono-, krio- jak i morfostratygrafii czwartorz du Gór wi tokrzyskich, na obecnym etapie rozpoznania kenozoicznej pokrywy osadów Gór wi tokrzyskich, proponuje si (Ludwikowska- K dzia, w druku): (1) prowadzenie bada zapisu warunków klimatów zimnego i umiarkowanego w obr bie indywidualnych jednostek morfostrukturalnych Gór wi tokrzyskich, tj. pasm wzniesie i obni e. Zapis zmian w obu makroformach, z racji lokalnych ró nic pomi dzy nimi w zakresie budowy geologicznej, lokalizacji przestrzennej (wzgl dem l dolodów), cech morfologicznych, b dzie mozaik klimatycznych i rodowiskowych domen: glacjalnej, paraglacjlanej, peryglacjalnej i interglacjlanej (por. Slaymaker, 2009, 2011). Uk ad tych domen b dzie zmienny czasowo i przestrzennie, a tak e hipsometrycznie. Jest to zwi zane z faktem, e przebieg i nat enie/dynamika procesów morfogenetycznych w czwartorz dzie by i jest niew tpliwie podporz dkowany globalnym, cyklicznym zmianom klimatycznym. Ingerencja l dolodów w integralne rodowisko Gór wi tokrzyskich by a sytuacj specyficzn (epizodyczn?). Wa ne aby w analizie uwarunkowa kszta towania rze by pojedynczych pasm i systemów wzniesie Gór wi tokrzyskich, w zimnych okresach plejstocenu, wi kszy akcent po o y na rozwa ania roli procesów niwacji/krioniwacji (por. Kowalski, Ja kowski, 1986). Jest to jeden z podstawowych procesów morfogenetycznych odpowiedzialnych za formowanie rze by i transfer osadów

44 42 Referaty wprowadzaj ce w warunkach klimatów zimnych (Christiansen, 1998; Thorn, Hall, 2002; French, 2007; Ballantyne, 2018). (2) wydzielenie trzech grup osadów w Górach wi tokrzyskich, w oparciu o ich cechy strukturalne i teksturalne, interpretowane w cis ym zwi zku z lokaln rze b pod o a podczwartorz dowego i rze b powierzchniow, warunkowane zmianami klimatycznymi oraz rodowiskowymi: I. osady autochtoniczne tworzone, deponowane i redeponowane w Górach wi tokrzyskich, w obr bie lokalnego rodowiska morfogenetcznego. S to: (a) odziedziczone, reliktowe osady zwietrzelinowe ska pod o a paleozoicznego i/lub mezozoicznego Gór wi tokrzyskich, tworzone w warunkach klimatycznych i rodowiskowych paleogenu-neogenu, (b) osady tworzone w warunkach klimatu zimnego, bez obecno ci pokrywy lodowej, ewentulanie w jej s siedztwie osady peryglacjalne wg Vandenberghe (2011), (c) osady biogeniczne, charakterystyczne dla warunków klimatu umiarkowanego (jednostki ciep ej plejstocenu interglacja u) i klastyczne (na tym etapie bada czwartorzedu Gór wi tokrzyskiech trudne do jednoznacznej identyfikacji albo niemo liwe do stratygraficznego wydzielenia). Poza tym, osady tej grupy nie wykazuj cech mineralno-petrograficznych zwi zanych z osadami glacjalnymi, a czas powstania, w przypadku klastycznych osadów reliktowych, nie jest to samy z czasem ich redepozycji i depozycji. Osady te s zró nicowane litologicznie i litofacjalnie. II. osady allochtoniczne utworzone w rodowisku glacjalnym, wprowadzone w integralne rodowisko Gór wi tokrzyskich przez transgreduj cy z zewn trz lodowiec i wody lodowcowe, charakteryzuj ce si odmiennymi cechami petrograficzno-mineralnymi od osadów lokalnych (grupy I). Czas ich powstania w przybli eniu nawi zuje do czasu depozycji, cho utrudnieniem jest ewentulany udzia w nich osadów grupy Ia. Reprezentowane s przez zró nicowane litologicznie osady, zale ne od sub rodowiska glacjalnego wytworzonego we wn trzu Gór wi tokrzyskich. Istotne jest wspó wyst powanie i nast pstwo stratygraficzne jednostek litologicznych i litofacjalnych tych osadów. III. osady mieszane, autochtoniczne allochtoniczne pochodz ce z etapu wychodzenia z zaburzenia jakim by a obecno lodu lodowcowego, zwi zane z rze b postglacjaln i reorganizowaniem si systemu morfogenetycznego wn trza Gór wi tokrzyskich po ust pieniu l dolodu. Cechy mineralogiczno-petrograficzne zale ne s od stopnia udzia u ka dej z grup I i II, ale tak e od rodzaju reorganizuj cego si po zlodowaceniu rodowiska morfogenetycznego, w których osady akurat podlegaj tranzytowi i depozycji. Czas ich depozycji zawsze dotyczy okresu po udokumentowanym pobycie lodu lodowcowego na danym obszarze, zapisanego z o eniem osadów grupy II. (3) tymczasowe rozdzielenie aspektu litogenetycznego osadów, jako funkcji klimatu i miejsca (w którym osad i jego cechy litogenetyczne analizujemy) od kontekstu chronostratygraficznego, jako funkcji czasu depozycji osadów, gdzie czas/wiek powstania osadu nale y odró ni od czasu/wieku jego depozycji. Osad rozpatrywany w kontek cie litogenezy jest funkcj cech lokalnej budowy geologicznej obszaru, kopalnej oraz wspó czesnej rze by, tak e rodzaju rodowiska morfogenetycznego i sedymentacyjnego aktywnego w danym miejscu, a warunkowanego klimatycznie. Badania powinny by prowadzone równocze nie w obu zakresach problemowych, tj. pochodzenia i rodowiska sedymentacyjnego (litogenezy) oraz czasu depozycji (chronostratygraficznym jako funkcji momentu depozycji osadu). Od dok adno ci wst pnych ocen i interpretacji genetycznej oraz paloe rodowiskowej osadów i rze by (w tym strukturalnej), ich wzajemnych relacji, zale e b dzie poprawno rekonstrukcji przebiegu glacjacji Gór wi tokrzyskich. (4) rozwa ania w zakresie wieku osadów mog by prowadzone w ramach ustalonej skali czasu zdarze w kenozoiku, czyli w obr bie trzech okresów rozwoju obszaru Gór wi tokrzyskich, tj. A) przedlodowcowego (nie jest to samy z preglacja em, ale go uwzgl dnia),

45 Referaty wprowadzaj ce 43 B) glacjacji (obecno ci lodu lodowcowego w Górach wi tokrzyskich ujmowanego w kategorii zaburzenia( ) integralnego systemu morfogenetycznego wn trza gór), C) wychodzenia z zaburzenia rozumianego jako formowanie krajobrazu przej ciowego czyli takiego, który jest w procesie wychodzenia ze stanu zaburze spowodowanych zlodowaceniem) (por. Ballantyne, 2002; Slaymaker, 2009, 2011). Plejstoce ski etap litogenezy i morfogenezy po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich nale y wi c rozwa a nie tyle przez pryzmat ilo ci i zasi gu zlodowace, ale w kontek cie zapisu zmian warunków klimatycznych i rodowiskowych (globalnych jak i lokalnych), w pokrywie osadowej jak równie w rze bie strukturalnej obszaru. Obecno l dolodu w Górach wi tokrzyskich jest tylko jednym z przejawów globalnych zmian klimatycznych plejstocenu i jako epizodyczna, nie decydowa a ona wy cznie o powstaniu i pochodzeniu plejstoce skiej rze by Gór wi tokrzyskich (jak to jest np. w warunkach Ni u Polskiego), ale sprzyja a przekszta ceniom lokalnej, odziedziczonej pokrywy osadowej i rze by strukturalnej (jak to jest w warunkach górskich). Dlatego te, na obecnym etapie rozpoznania procesów, form i osadów czwartorz dowych w po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich, wa niejsze jest skupienie bada na okre leniu pochodzenia i rodowiska sedymentacyjnego osadów w Górach wi tokrzyskich, ni ich przyporz dkowanie konkretnym jednostkom klimatostratygraficznym plejstocenu. Poza tym, w uj ciu Gór wi tokrzyskich uwzgl dniaj cym kryterium hipsometryczne, nie nale y zapomina o ich klasyfikacji wed ug kryterium litologiczno-strukturalnego, które ukierunkowa powinno nasze my lenie na rozwój w czasie rze by tego obszaru, jednak w kategorii gór. Literatura ANDREJCZUK W., Krajobraz krasowy jako system. Acta Geographica Silesiana 16: ARE B., Trzeciorz d region wi tokrzyskiego. Prace Instytutu Geologicznego 64: BALLANTYNE C.K., Paraglacial Geomorphology. Quaternary Science Reviews 21: BALLANTYNE C.K., Periglacial Geomorphology. John Wiley and Sons: BENN D.I., EVANS D.J.A., Glaciers and Glaciation. Edward Arnold, London: 734. CHRISTIANSEN H.H., Nivation forms and processes in unconsolidated sediments, NE Greenland, Earth Surface Processes and Landforms 23: CZAPOWSKI G., Otoczenie Gór wi tokrzyskich. W: Budowa geologiczna. Polski. T.1. Stratygrafia. Cz. 3a: Kenozoik, Paleogen-Neogen (red. Peryt M., Piwocki M.): CZARNOCKI J., Stratygrafia i tektonika Gór wi tokrzyskich. Pr. TNW, 28. D BOWSKA U., Some aspects of tectonics and mineralization in the Devonian rocks in the western part of the Ch ciny Anticline: Miedzianka Mt., NW part of the Holy Cross Mts., central Poland (in Polish with English summary). Przegl d Geologiczny 52 (9): DOBI SKI W., The Cryosphere and Glacial Permafrost as Its Integral Component. Central European Journal of Geosciences 4(4): DOBI SKI W., GRABIEC M., G DEK B., Spatial relationship in interaction between glacier and permafrost in different mountainous environments of high and midlatitudes, based on GPR research. Geological Quarterly 55(4): DYJOR S., Systemy kopalnych dolin Polski Zachodniej i fazy ich rozwoju w m odszym neogenie i eoplejstocenie. (w:) Problemy m odszego neogenu i eoplejstocenu w Polsce. PAN, Uniwersytet Wroc awski, IG Oddzia Dolnosl ski, Ossolineum, Wroc aw: DYLIK J., O peryglacjalnym charakterze rze by rodkowej Polski. Acta Universitatis Lodziensis 4: FIJA KOWSKA E., FIJA KOWSKI J., Charakterystyka trzeciorz du l dowego w zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich. Rocznik Muzeum wi tokrzyskiego 3: FIJA KOWSKA E., FIJA KOWSKI J., Zaplecze surowcowe o rodka garncarskiego w agowie. Rocznik Muzeum wi tokrzyskiego 7: FILONOWICZ P., Obja nienia do Szczegó owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1: , Arkusz Kielce: FORD D.C., WILLAMS P.W., Karst Hydrogeology and Geomorphology. Wiley:

46 44 Referaty wprowadzaj ce FRENCH H.M., The Periglacial Environment. John Wiley V.C.H., Chichester: 478. FRENCH H.M., Do Periglacial Landscapes Exist? A Discussion of the Upland Landscapes of Northern Interior Yukon, Canada. Permafrost and Periglacial Processes 27/2: GILEWSKA S., Rze ba. (W:) L. Starkel (red.), Geografia Polski. rodowisko przyrodnicze. PWN. Warszawa: G AZEK J., KUTEK J., LINDNER L., Okruchy wapieni mioce skich w osadach morenowych na Górze Sitki pod Ch cinami. Przegl d Geologiczny 8: KLATKA T., Geomorfologia Gór wi tokrzyskich. Roczniki Gleboznawcze 15: KLATKA T., Niektóre problemy czwartorz dowego rozwoju dolin centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich. Acta Geographica Lodziensia 37: KLIMASZEWSKI M., Rozwój geomorfologiczny terytorium Polski w okresie przedczwartorz dowym. Przegl d Geograficzny 30(1): KONON A., Regionalizacja tektoniczna Polski Góry wi tokrzyskie i regiony przyleg e. Przegl d Geologiczny 56(10): KOSMOWSKA-SUFCZY SKA D., Wp yw sp ka ciosowych na kierunkowo rze by. Prace i Studia Uniwersytetu Warszawskiego: KOSMOWSKA-SUFCZY SKA D., Blaski i cienie teorii peryglacja u. Prace Instytutu Geografii Akademii wi tokrzyskiej 8: KOWALCZEWSKI Z., W z owe problemy tektoniki trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich. Przegl d Geologiczny 29: KOWALCZEWSKI Z., Transwersalne za o enia w budowie coko u paleozoicznego antyklinorium wi tokrzyskiego. Geological Quarterly 7(4): KOWALSKI B.J.,1993. Wybrane problemy geomorfologiczne Gór wi tokrzyskich. W: Przewodnik terenowy 42. Zjazd Pol. Tow. Geogr., Kielce WSP w Kielcach (red. Barcicki M., Mityk J.): 45-53, KOWALSKI B.J., Przejawy m odej aktywno ci tektonicznej w Dolinie Kielecko- agowskiej w Górach wi tokrzyskich i jej wp yw na uk ad sieci wodnej. Przegl d Geologiczny 43: KOWALSKI B., Geneza uk adu sieci rzecznej w Górach wi tokrzyskich. Prace Instytutu Geografii Akademii wi tokrzyskiej 7: KOWALSKI B., JA KOWSKI B., Litologiczno-strukturalne uwarunkowania teras krioplanacyjnych na stokach masywu ysej Góry w Górach wi tokrzyskich. Przegl d Geograficzny 58(3): KUTEK J., G AZEK J., The Holy Cross area, central Poland, in the Alpine Cycle. Acta Geologica Polonica 22: LAMARCHE J., MANSY J.L., BERGERAT F., AVERBUCH O., HAKENBERG M., LEWANDOWSKI M., STUPNICKA E., WIDROWSKA J., WAJSPRYCH B., WIECZOREK J Variscan tectonics in the Holy Cross Mountains (Poland) and the role of structural inheritance during Alpine tectonics. Tectonophysics 313: LAMPARSKI Z., Wp yw rze by pod o a na dynamik ruchu l dolodu zlodowacenia rodkowopolskiego w pó nocno-wschodniej cz ci Gór wi tokrzyskich. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 42: LENCEWICZ S., Le massif hercynien des ysogory (S-te Croix) et ses enveloppes, Congres Intern. de Geogr. Varsovie. LESZCZY SKI S., NEMEC W., Dynamic stratigraphy of composite peripheral unconformity in a foredeep basin. Sedimentology 62: LEWANDOWSKI J., Kenozoik regionu l sko-krakowskiego. Wydawnictwo Uniwersytetu l skiego: LINDNER L., Region wi tokrzyski W: J.E. Budowa Geologiczna Polski, T. 1, Stratygrafia, cz. 3b, Kenozoik czwartorz d (red. Mojski J.E) Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa: 33-35, 65-73, , , LISZKOWSKI J., W sprawie lodowcowego pochodzenia materia u trzeciorz dowego centralnych rejonów Gór wi tokrzyskich (dyskusja). Przegl d Geologiczny 24(8): LISZKOWSKI J., Poligeneza rze by obszarów wy ynnych Polski w wietle analizy reliktowych pokryw wietrzeniowych. Acta Geographica Lodziensia 71: LUDWIKOWSKA-K DZIA M., Rola rze by pod o a podczwartorz dowego w rozwoju dolin rzek

47 Referaty wprowadzaj ce 45 centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich w czwartorz dzie. Konferencja Naukowa nt. Czynniki ró nicowania rze by Ni u Polskiego. Materia y Konferencyjne nt. Czynniki ró nicowania rze by Ni u Polskiego. Uniejów: LUDWIKOWSKA-K DZIA M., Rola procesów i form krasowych w rozwoju rze by fluwialnej w centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich. Materia y 50 Sympozjum Speleologicznego, Kielce- Ch ciny: LUDWIKOWSKA-K DZIA M., w druku. Litologia, geneza i wiek osadów czwartorz dowych po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich. YCZEWSKA J., Czwartorz d regionu wi tokrzyskiego. Prace Instytutu Geologicznego 64: MIGO P.,1998. D ugookresowa ewolucja rze by denudacyjnej rodkowej i zachodniej Europy. Acta Universitatis Wratislaviensis 2080, Studia Geograficzne 70: MIZERSKI W., Holy Cross Mountains in the Caledonian, Variscan and Alpine cycles major problems, open questions. Przegl d Geologiczny 52 (8): MOORMAN B.J., Glacier-permafrost hydrology interactions, Bylot Island, Canada. W: Proceedings of the Eight International Conference on Permafrost 2003, Zurich, Swets, Zeitlinger, Lisse, (red. Phillips M., Springman S.M., Arenson L.U.): PERYT T., Miocen wi tokrzyskiego brzegu Paratetydy. W: Ekstensja i inwersja powaryscyjskich basenów sedymentacyjnych. 84 Zjazd Naukowy PTGeol. (red. Skompski S., Mizerski W.) PIG-PIB: PIWOCKI M., Paleogen. W: Budowa geologiczna Polski. T.1. Stratygrafia. Cz. 3a: Kenozoik, Paleogen-Neogen. PIG (red. Peryt M., Piwocki M.): PIWOCKI M., BADURA J., PRZYBYLSKI B., Neogen. W: Budowa geologiczna Polski. T.1. Stratygrafia. Cz. 3a: Kenozoik, Paleogen-Neogen. PIG (red. Peryt M., Piwocki M.): RAD OWSKA C., Elementy rze by przedczwartorz dowej w Górach wi tokrzyskich. Przegl d Geologiczny 39(3): RADWA SKI A., Transgresja dolnego tortonu na po udniowych stokach Gór wi tokrzyskich. Acta Geologica Polonica 19(1): RADWA SKI A., Transgresja dolnego tortonu na po udniowo-wschodnich stokach i wschodnich stokach Gór wi tokrzyskich. Acta Geologica Polonica 23(2): R CZKOWSKA Z., Zró nicowanie wspó czesnej rze by peryglacjalnej w górach wysokich Europy. Landform Analysis 9: REYNARD E., LAMBIEL C., DELALOYE R., DEVAUD G., BARON L., CHAPELLIER D., MARESCOT L., MONNET R., Glacier/ /permafrost relationships in forefields of small glaciers (Swiss Alps). W: Proceedings of the Eight International Conference on Permafrost 2003, Zurich, Swets&Zeitlinger, Lisse, (red. Phillips M., Springman S.M., Arenson L.U.): RO YCKI S. Z., 1972a. Plejstocen Polski rodkowej, Wyd. II, Pa stw. Wydawnictwo Naukowe: RO YCKI S. Z., 1972b. Problemy czwartorz du Gór wi tokrzyskich. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 42(1): SIEMIRADZKI J., Sprawozdanie z bada geologicznych w okolicy Kielc i Ch cin. SLAYMAKER O., Proglacial, periglacial or paraglacial? Geological Society, Special Publications (London) 320: SLAYMAKER O., Criteria to distinguish between periglacial, proglacial and paraglacial environments. Quaestiones Geographicae 30/1: S ODKOWSKA B., KASI SKI Paleogen i neogen czas dynamicznych zmian klimatycznych. Przegl d Geologiczny 64: WIDROWSKA J., LAMARCHE J., Reply on widrowska and Lamarche: ON Konon, A. Strikeslip faulting in the Kielce Unit, Holy Cross Mountains, central Poland. Acta Geologica Polonica 59(1): THORN C.E., HALL K., Nivation and cryoplanation: the case for scrutiny and integration. Progress in Physical Geography 2(4): TURKOWSKA K., Geomorfologia regionu ódzkiego. Wydawnictwo U, ód, URBAN J., Zapis l dowych etapów historii geologicznej Gór wi tokrzyskich w osadach i formach krasowych wybrane przyk ady. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 454: URBAN J., Cechy rze by strukturalnej Gór wi tokrzyskich oraz po udniowo-wschodniej cz ci Niecki Nidzia skiej. Przegl d Geologiczny 62:

48 46 Referaty wprowadzaj ce URBAN J., RZO CA B., Karst systems analyzed using borehole logs Devonian carbonates of the wi tokrzyskie (Holy Cross) Mts., Central Poland. Geomorphology 112: VANDENBERGHE J., Periglacial sediments: do they exist? Geological Society, London, Special Publications 354(1): WRÓBLEWSKI T., Rze ba Gór wi tokrzyskich. Rocznik wi tokrzyski KTN, 5: ZUCHIEWICZ W., Neotektonika Karpat Polskich i zapadliska przedkarpackiego. Wydawnictwa AGH

49 Referaty wprowadzaj ce 47 ZAPIS SEDYMENTACYJNY I STRUKTURALNY PALEOZOIKU W GÓRACH WI TOKRZYSKICH SEDIMENTARY AND STRUCTURAL RECORD OF THE PALEOZOIC IN THE HOLY CROSS MOUNTAINS Wies aw TRELA 1, Sylwester SALWA 1 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Kielce, ul. Zgoda 21, wies aw.trela@pgi.gov.pl, sylwester.salwa@pgi.gov.pl Wst p Góry wi tokrzyskie zajmuj szczególne miejsce na mapie geologicznej nie tylko Polski ale i Europy, gdy na ich obszarze oraz s siedztwie wyst puj ska y niemal wszystkich okresów geologicznych, od kambru po czwartorz d. Ska y paleozoiczne tworz trzon ods oni ty na powierzchni w licznych wychodniach naturalnych i kamienio omach, który otoczony jest obrze eniem utworów permo-mezozoicznych. Trzon paleozoiczny jest tradycyjnie podzielony na dwa regiony, kielecki i ysogórskiy, rozdzielone uskokiem wi tokrzyskim. Region kielecki jest pó nocnym fragmentem masywu ma opolskiego, natomiast ysogórski cz ci wi kszej jednostki (bloku) o tej samej nazwie. Od dawna trwaj dyskusje dotycz ce proweniencji geotektonicznej oraz czasu ostatecznego zestalenia obu tych jednostek. Wed ug jednych podl dów tak masyw ma opolski jaki i blok ysogórski znajdowa y si przez ca y paleozoik w bezpo rednim s siedztwie przy paleokontynencie Ba tyka (Cocks, 2002; Nawrocki i in., 2007), natomiast w przeciwstawnym uj ciu rozwija y si w znacznej odleg o ci od siebie, a ich po czenie nast pi o dopiero w okresie waryscyjskich ruchów tektonicznych (Lewandowski, 1993; Narkiewicz, 2002). Najbardziej skrajna hipoteza zak ada e obie cz ci Gór wi tokrzyskie s blokami oderwanymi od paleokontynetu Gondwana i przy czonymi do Ba tyki przed ordowikiem (Be ka i in., 2000). Mazur i in. (2017) wykazali ostanio, e ca a krystaliczna skorupa kratonu wschodnioeuropejskiego wraz z dolnopaleozoiczn pokryw osadow obecna jest na terenie centralnej i zachodniej Polski, a prawdopodobnie tak e na obszarze bloku ma opolskiego i jednostki ysogórskiej (zob. Malinowski i in., 2005; ela niewicz i in., 2009). rodowiska depozycji i ewolucja strukturalna Najstarszymi ska ami Gór wi tokrzyskich s i owce i mu owce z przewarstwieniami piaskowców kambru dolnego, reprezentuj ce rodowisko g bszego szelfu paleokontynetu Ba tyka (Or owski, 1975; Kowalczewski i in., 2006). Jednak najcz ciej kambr wi tokrzyski kojarzony jest z piaskowcami kwarcytowymi wczesnego furongu, tworz cymi najwy sze wniesienia Gór wi tokrzyskich ( ysogóry, Pasmo Mas owskie i Pasmo Jeleniowskie). W piaskowcach tych zachowane s lady aktywno ci yciowej trylobitów (Or owski i yli ska, 1996) oraz struktury sedymentacyjne (Radwa ski i Roniewicz, 1960; Dzu y ski i ak, 1960) wiadcz ce o depozycji w p ytszej strefie szelfu, poddawanej dzia aniom p ywów i sztormów (Jaworowski i Sikorska, 2006). Natomiast wzniesienia g ównych pasm w po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich zbudowane s ze starszych piaskowców reprezentuj cych rodowisko proksymalnej cz ci szelfu silikoklastycznego (Or owski, 1975; Kowalczewski i in., 2006), które przepe nione s s abo zachowanymi ladami dzia alno ci yciowej organizmów bezszkieletowych i szkieletowych (Stachacz, 2013). Na pocz tku pó nego kambru mia y miejsce ruchy tektoniczne, które spowodowa y e klastyczne osady górnego furongu oraz górnego tremadoku zalegaj w regionie kieleckim

50 48 Referaty wprowadzaj ce niezgodnie na sfa dowanych utworach dolnego i rodkowego kambru (niezgodno wczesnokaledo ska). Transgresja pó nego furongu pozostawi a sukcesj piaskowcowomu owcowo-i owcow we wschodniej cz ci strefy kieleckiej (Szczepanik i in., 2004), natomiast w regionie ysogórskim ciemne i owce g bokiego szelfu, których depozycja utrzymywa a si tu a do wczesnego tremadoku (Tomczykowa, 1968; Or owski, 1975; Kowalczewski i in., 2006; Trela, 2006). We wczesnym ordowiku region kielecki w ca o ci pokrywa o p ytkie morze, które wkroczy o na ten obszar w pó nym trmadoku pozostawiaj c piaskowce i mu owce glaukonitowe oraz ska y krzemionkowe z licznymi ramienionogami bezzawiasowymi (Bednarczyk; 1971). Niepokój tektoniczny utrzymuj cy si w Górach wi tokrzyskich od kambru, zaowocowa zró nicowaniem morfologicznym dna morskiego w rodkowym ordowiku, czego wyrazem jest urozmaicenie zapisu osadowego, przerwy sedymentacyjne oraz oznaki wynurzenia dna morskiego, zw aszcza w regionie ysogórskim (Trela, 2009). Pod koniec rodkowego ordowiku zbiornik morski uleg podzia owi na trzy strefy w konsekwencji tektonicznego wyodr bnienia w skiego wyniesienia podmorskiego (wyniesienie Mójczy), rozci gaj cego si w cz ci keleckiej z NW na SE (Trela, 2005). Bardzo wolne tempo sedymentacji na tym izolowanym wyniesieniu zaowocowa o powstaniem skondensowanej sukcesji w glanowej o mi szo ci zaledwie kilku metrów, obejmuj cej pi tra: darywil, sand i kat (Dzik i Pisera, 1994; Trela, 2005). Na pó noc i po udnie od tego wyniesienia rozci ga y si znacznie g bsze zbiorniki, w których odbywa a si sedymentacja ilasta, a okresowo panowa y warunki beztlenowe (Trela, 2007; 2016; Zhang i in., 2010; Smolarek i in., 2017). Pod koniec ordowiku obserwowany jest stopniowy wzrost grubszego materia u kwarcowego, który jest g ównym sk adnikiem mu owców i piaskowców hirnantu, zarówno w cz ci ysogórskiej jak i kieleckiej (Trela i Szczepanik, 2009). Zmiana ta jest konsekwencj regresji wymuszonej przez pó noordowickie zlodowacenie na Gondwanie (Sheehan, 2001). Zwi kszony udzia grubszego materia u detrytycznego w hirnancie wi tokrzyskim i platformy wschodnioeuropejskiej interpretowany jest ostatnio jako zapis depozycji z topniej cych gór lodowych docieraj cych z Gondwany w rejon szelfu Ba tyki (Paszkowski i in., 2015). Sylur w Górach wi tokrzyskich wykazuje wyra n dwudzielno manifestuj c si dominacj upków graptolitowych w interwale landower dolny ludlow oraz facji z o onych z gruboziarnistych klastyków, mu owców i w glanów górnego ludlowu i przydolu. Na szczególn uwag zas uguje zmienno zapisu sedymentacyjnego sylurskiej sukcesji upkowej wyra aj ca si obecno ci horyzontów czarnych upków, które s zapisem najwi kszych koncentracji materii organicznej zwi zanych ze zdarzeniami transgresywno-anoksycznymi (Trela i in., 2016). Rozdzielaj ce je interwa y szarych oraz szarozielonych i owców i mu owców ilastych rejestruj wzrost wymiany wód w oceanch zwi zany z okresami regresywnymi, które by y prawdopodobnie uwarunkowane aktywno ci l dolodu na Gondwanie (Trela, i in., 2016). Zapisem sedymentacyjnym poglacjalnej transgresji zainicjowanej w pó nym hirnancie jest sukcesja czarnych upków i radiolarytów dolnego landoweru, wystepuj ca w po udniowej cz ci regionu kieleckiego i strefie ysogórskiej (Bednarczyk i Tomczyk, 1981; Masiak i in., 2003; Podhala ska i Trela, 2007; Trela i Salwa, 2007). Sygnatura geochemiczna i cechy litlogiczne tych utworów wskazuj na rozwój warunków beztlenowych na dnie basenu, a okresowo nawet euksynii w strefie fotycznej (Trela i in., 2016; Smolarek i in, 2017). Wy sz cz profilu sylurskiego tworz zlepie ce i piaskowce szarog azowe przek adane mu owcami i i owcami (Malec, 2006) stopniowo wype niaj ce i zasypuj ce zapadlisko przedgórskie utworzone na przedpolu Ba tyki (Koz owski i in., 2014). Materia osadowy szarog azów wi tokrzyskich dostarczany by do zbiornika z a cucha wysp wulkanicznych znajduj cych si na zachód i po udniowy-zachód od Gór wi tokrzyskich (Koz owski i in., 2014). W porównaniu z upkami graptolitowymi szarog azy powsta y w krótszym interwale czasowym, ale osi gaj znacznie wi ksze mi szo ci, zw aszcza w pó nocnej cz ci Gór wi tokrzyskich.

51 Referaty wprowadzaj ce 49 Pod koniec syluru basen morski uleg sp yceniu a w ród osadów klastycznych regionu ysogórskiego pojawi y si warstwy p ytkowodnych wapieni oolitowych (Koz owski, 2008). Na prze omie syluru i dewonu gruby kompleks ska kambryjskich, ordowickich i sylurskich w regionie kieleckim podlega deformacjom tektonicznym orogenezy kaledo skiej. Nast pstem tego procesu jest niezgodne (erozyjno-k towo) zaleganie ska dolnego dewonu na sfa dowanych utworach od kambru do syluru górnego. Osie powsta ych wówaczs fa dów chatrakteryzuj si rozci g o ci od W-E po NW-SE i s przeci te poprzecznie do nich zorientowanymi, stromymi uskokami o zró nicowanym charakterze kinematycznym z dominacj uskoków przesuwczych. Kwestia obecno ci deformacji kaledo skich w regionie ysogórskim jest wci dyskutowana. O ile mi dzy sylurem i dewonem zachowana jest ci g o sedymentacji (Koz owski, 2008), o tyle w dewonie dolnym pojawiaj si luki stratygraficzne oraz powierzchnie niezgodno ci przypisywane wp ywowi deformacji kaledo skich (Kowalczewski i in. 1976, 1998; Dadlez i in. 1994; G ga a, 2015). Wczesnokaledo ski cykl sedymentacyjno-diastroficzny w Górach wi tokrzyskich ko cz zlepie ce miedzianogórskie, wyst puj ce obecnie na NW od Kielc. Istniej jednak rozbie no ci interpretacyje dotycz ce rodowiska ich depozycji, gdy traktowane sa jako osad sto ka aluwialnego (Szulczewski, 1995), sto ka podmorskiego (Malec, 2001) lub delty sto kowej (Kowalczewski i in., 1998). Z etapem deformacji kaledo skich zwi zane s tak e utworzone w pó nym sylurze y owe ska y magmowe diabazów, tworz cych intruzje przecinaj ce ska y staropaleozoiczne, a w synklinie bardzia skiej lokuj ce si w s siedztwie granicy upków graptolitowych z szarog azami (Czarnocki, 1950; Ryka, 1957; Kardymowicz, 1967; Kowalczewski i in., 1976; Nawrocki i in., 2007). We wczesnym dewonie depozycja w regionie wi tokrzyskim odbywa a si w rodowiskach rzecznych, a nast pnie w marginalnej (lagunowej) strefie morza oddzialonej od otwartego szelfu systemem barier piaszczystych (Szulczewski, 2006; Szulczewski i Por bski, 2008). Na pocz tku rodkowego dewonu obszar wi tokrzyski pokrywa o rozleg e p ytkie morze o podwy szonym zasoleniu, w którym powsta gruby kompleks dolomitów z cyklami sedymentacyjnymi strefy p ywowej (Skompski i Szulczewski, 1994). Doskonale zachowana laminacja typu stromatolitowego, szczeliny z wysychania oraz inicjalne paleogleby wskazuj na depozycj w rodowiku mi dzy- i nadp ywowym z d u szymi okresami wynurzenia dna morskiego (Narkiewicz i Retallak, 2014). rodowisko to by o miejscem erowania najstarszych na wiecie zwierz t czworono nych (Nied wiedzki i in., 2010). Najbardziej znan ska dewo sk Gór wi tokrzyskich s wapienie stromatoporoidowo-koralowcowe (tzw. marmur bolechowicki ), bed ce zapisem stadium rafowego platformy w glanowej, rozwijaj cej si w pó nocnej cz ci regionu kieleckiego od pó nego eiflu po rodkowy fran (Szulczewski, 1995, 2006; Narkiewicz i in., 1990; Racki, 1993). Na jej pó nocnym i po udniowym sk onie gromadzi si w glanowy materia okruchowy dostarczany przez pr dy sztormowe oraz podmorskie osuwiska uruchamiane przez wstrz sy sejsmiczne (Szulczewski, 1968). Wzmo ona aktywno sejsmiczna oraz globalny wzrost poziomu morza pod koniec dewonu spowodowa y stopniowe pogr anie platformy w glanowej i zró nicowanie dna morskiego na obszary wyniesione i obni one (Szulczweski, 2006). Na strukturach wyniesionych rozwin a si facja skondesowanych wapieni pelagicznych (g owonogowych i liliowcowych), które w famenie utworzy y pokryw pogr onej platformy w glanowej (Szulczewski i in., 1996), natomiast w s siednich basenach ródszelfowych dominowa a monotonna facja wapienno-marglista. W pelagicznych utworach w glanowomarglistych basenu ch ci skiego odnotowano na granicy fran/famn poziomy rogowców, interpretowane jako zapis umiarkowanej eutrofizacji rodowiska, zwi zanej z globalnym kryzysem Kellwasser (Joachimski i in., 2001; Racki, 2005). Zdarzenie to ma swój zapis geochemiczny w postaci pozytywnej anomalii 13 C oraz biomarkerów diagnostycznych dla zielonych bakterii siarkowych wiadcz cych o zwi kszonej produkcji pierwotnej i anoksji w strefie fotycznej (Joachimski i in., 2001).

52 50 Referaty wprowadzaj ce W pó nym famenie nast pi o ostateczne pogr enie platformy w glanowej oraz rozwój g bokowodnego basenu ródszelfowego z sedymentacj wapienno-marglist (Szulczewski, 2006) oraz horyzontami czarnych upków b d cych zapisem wiatowych zdarze beztlenowych (Marynowski i Filipiak, 2007). Najwy szy horyzont jest ekwiwalentem zdarzenia Hangenberg, z którym zwi zany jest wa ny kryzys biogeniczny ko ca dewonu (Walliser, 1996). Zdarzenie to ma swój zapis geochemiczny w postaci dodatniej anomalii 13 C zarejestrowanej w cienkim poziomie wapieni wyst puj cych powy ej czarnych upków (Trela i Malec, 2007), która jest jedn z przes anek wskazuj cych na och odzenie klimatu pod koniec dewonu (Walliser, 1996). Ska y karbonu wyst puj tylko w po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich, gdzie osi gaj mi szo oko o 1000 m. Brak ich natomiast w cz ci pó nocnej, gdy uleg y tam ca kowitej erozji przed pó nym permem. Dno karbo skiego morza urozmaica y wyniesienia i obni enia odziedziczone po rozpadzie i pogr eniu dewo skiej platformy w glanowej (Szulczewski, 2006; Skompski, 2006). Ska y ni szych pi ter karbonu reprezentowane s przez i owce z cienkimi wk adkami margli, wapieni i syderytów, na których spoczywaj czarne upki krzemionkowe z wk adkami radiolarytów b d ce zapisem warunków beztlenowych na dnie g bokiego zbiornika morskiego ( akowa, 1981; Skompski, 2006). Liczne cienkie wk adki tufitów w karbonie wi tokrzyskim s przejawami odleg ej aktywno ci wulkanicznej (Migaszewski, 1995). W po udniowej cz ci regionu wi tokrzyskiego do zbiornika tego dostarczany by grubookruchowy materia przemieszczany przez osuwiska podmorskie z p ytszych stref platformy w glanowej znajduj cej si w rejonie J drzejowa (Be ka i in., 1993; Skompski, 2006). Profil karbonu wi tokrzyskiego ko cz piaskowce wulkanoklastyczne z przewarstwieniami zlepie ców, mu owców i i owców ( akowa, 1981), które dostarczane by y z pó nocnego wschodu i utworzy y sukcesj o mi szo ci ok. 800 m (Krzemi ski, 1999; Jaworoski, 2002). Ruchy tektoniczne orogenezy waryscyjskiej, które mia y miejsce w pó nym karbonie, spowodowa y sfa dowanie i zuskokowanie grubego kompleksu ska paleozoicznych oraz wyd wigni cie obszaru wi tokrzyskiego. Powsta e fa dy charakteryzuj si przebiegiem poziomych osi w kierunku WNW-ESE i s przeci te licznymi, subpo udnikowo zorientowanymi uskokami przesuwczymi (Czarnocki, 1950; Dadlez i in., 1994; Mizerski, 1995). To wówczas ukszta towane zosta y g ówne jednostki tektoniczne widoczne dzisiaj na mapie geologicznej Gór wi tokrzyskich. Powsta a g ówna dyslokacja wi tokrzyska o charakterze nasuwczym, wzd u której ska y kambryjskie regionu ysogórskiego nasuni te zosta y na ska y dewonu regionu kieleckiego (Czarnocki, 1950; Dadlez i in. 1994; Mizerski, 1995). Z orogenez waryscyjsk zwi zane s tak e po udnikowo zorientowane intruzje diabazów przecinaj cych ska y paleozoiczne w regionie ysogórskim od pó nocnych zboczy ysicy na po udniu po Psary na pó nocy (Paw owski, 1947; Czarnocki, 1950) oraz lamprofirów w regionie kieleckim (Paw owska, 1958; Kardymowicz, 1967). Na obszarze ca ego trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich powsta y tak e liczne, cho przewa nie niewielkie, z o a polimetaliczne o genezie hydrotermalnej (Rubinowski, 1971). W pó nym permie rozpocz si nowy cykl sedymentacyjny w Górach wi tokrzyskich, a tworz ce go utwory spoczywaj z niezgodno ci k tow na starszym pod o u. W sukcesji permskiej dominuj zlepie ce i mu owce zdeponowane w rodowisku l dowym, które przewarstwiane s horyzontami p ytkoorskich wapieni b d cych zapisem krótkotrwa ych epizodów transgresywnych wkraczaj cych w skimi zatokami na obszar wyniesionego masywu wi tokrzyskiego (Kowalczewski i Rup, 1978; Kuleta i Zbroja, 2006). Literatura BEDNARCZYK W., Stratigraphy and paleogeography of the Ordovician in the Holy Cross Mountains. Acta Geologica Polonica, 21: BEDNARCZYK W., TOMCZYK H., Wybrane problemy stratygrafii, litologii i tektoniki wendu i starszego paleozoiku Gór wi tokrzyskich oraz niecki miechowskiej. Punkt 4: Bardo Stawy. In: akowa H. (ed.), Przewodnik LIII Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Kielce,

53 Referaty wprowadzaj ce 51 BELKA, Z., AHRENDT, H., FRANKE, W., SCHÄFER, J., WEMMER, K., The Baltika-Gondwana suture in central Europe: evidence from K/Ar ages of detrital muscovites, In: Franke W., Altherr R., Haak W., Oncken O., Tanner D. (Eds.), Orogenic Processes: Quantification and Modelling in the Variscan Belt of Central Europe. Geological Society, Special Publication, 179, BE KA Z., SKOMPSKI S., SOBO -PODGÓRSKA J., Reconstruction of a lost carbonate platform on the shelf of Fennosarmatia: evidence from Visean polymictic debrites, Holy Cross Mountains, Poland. In: Strogen i in. (eds.), Recent advances in Lower Carboniferous Geology. Geological Society Special Publication, 107: COCKS L.R., Key Lower Palaeozoic faunas from near the Trans-European Suture Zone. Geological Society, London, Special Publications, 201: CZARNOCKI J., Sprawozdanie z bada terenowych wykonanych w Górach wi tokrzyskich w 1938 r. Biuletyn Pa stw. Inst. Geol., 15: CZARNOCKI J., Geologia regionu ysogórskiego w zwi zku z zagadnieniem z o a rud elaza w Rudkach. Prace Instytutu Geologicznego, 6a. DADLEZ R., KOWALCZEWSKI Z., ZNOSKO J., Some key problems of the pre-permian tectonics of Poland. Geological Quarterly 38: DZIK J., PISERA A., Sedimentation and fossils of the Mójcza Limestones. Paleontologia Polonica, 53: D U Y SKI S., AK Cz., rodowisko sedymentacyjne piaskowców kambryjskich z Wi niówki i ich stosunek do facji fliszowej. Rocz. Pol. Tow. Geol. 30:, G GA A., Late Silurian deformation in the ysogóry Region of the Holy Cross Mountains revisited: restoration of a progressive Caledonian unconformity in the Klonów Anticline and its implications for the kinematics of the Holy Cross Fault (central Poland). Geological Quarterly Vol 59, No : JAWOROWSKI K., Geotectonic significance of Carboniferous deposits NW of the Holy Cross Mountains (central Poland). Geological Quarterly, 46: JAWOROWSKI K., SIKORSKA M., ysogóry Unit (central Poland) versus Rast European Craton application of sedimentological data from Cambrian siliciclastic association. Geological Quarterly, 50: JOACHIMSKI M., OSTRETAG-HENNING C., PANCOST R.D., STRAUSS H., FREEMAN K.H., LITTKE T., DAMSTE J.S., RACKI G., Water column anoxia, enhanced productivity and concominant changes in d13c and d34s across the Frasnian/Fammenian boundary (Kowala, Holy Cross Mountains/Poland). Chemical Geology, 175: KARDYMOWICZ L, Intruzje mniejsze Gór wi tokrzyskich. Biul. Inst. Geol., 197: KOWALCZEWSKI Z., RUP M., Cechsztyn w Górach wi tokrzyskich. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 362: KOWALCZEWSKI Z., JAWOROWSKI K., KULETA M., Klonów Beds (uppermost Silurian -?lowermost Devonian) and the problem of Caledonian deformations in the Holy Cross Mts. Geological Quarterly, 42: KOWALCZEWSKI Z., LISIK R., CHLEBOWSKI R., Nowe dane o budowie geologicznej okolic Opatowa. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 296: KOWALCZEWSKI Z., YLI SKA A., SZCZEPANIK Z., Kambr w Górach wi tokrzyskich. W: Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór wi tokrzyskich. 77 Zjazd Nauk. Pol. Tow. Geol. Ameliówka k. Kielc, czerwca 2006 r.: KOZ OWSKI W., Lithostratigraphy and regional significane of the Nowa S upia Group (Upper Silurian) of the ysogóry Region (Holy Cross Mountains, Central Poland). Acta Geologica Polonica, 58: KOZ OWSKI, W., DOMA SKA-SIUDA, J., NAWROCKI, J., Geochemistry and petrology of the Upper Silurian greywackes from the Holy Cross Mountains (central Poland): implications for the Caledonian history of the southern part of the Trans-European Suture Zone (TESZ). Geological Quarterly, 58, KRZEMI SKI L., Anorogeniczne piaskowce karbonu z pó nocno-zachodniego obrze enia Gór wi tokrzyskich. Przegl d Geologiczny, 47:

54 52 Referaty wprowadzaj ce KULETA M., ZBROJA S., Wczesny etap rozwoju pokrywy permsko-mezozoicznej Gór wi tokrzskich. W: Skompski S., yli ska A. (red.), Procesy i Zdarzenia w Historii Geologicznej Gór wi tokrzyskich LXXVII Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego, LEWANDOWSKI M., Paleomagnetism of the Paleozoic rocks of the Holy Cross Mts (central Poland) and the origin of the Variscan Orogen. Publications of the Institute of Geophysics of the Polish Academy, Sciences A, 23: MALEC J., Sedimentology of deposits from around the Late Caledonian unconformity in the western Holy Cross Mts. Geological Quarterly, 45: MALEC J., Sylur w Górach wi tokrzyskich. W: Procesy i zdarzenia w historii geologicznej Gór wi tokrzyskich. LXXVII Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego. Ameliówka k. Kielc, czerwca 2006 r MALINOWSKI M., ELA NIEWICZ A., GRAD M., GUTERCH A., JANIK T., Seismic and geological structure of the crust In the transition from Baltica to Palaeozoic Europe in SE Poland CELEBRETION 2000 experiment, profile CEL02. Tectonophysics, 401: MARYNOWSKI L., FILIPIAK P., Water column euxinia and wildfire evidence during deposition of the Upper Famennian Hangenberg event horizon from the Holy Cross Mountains (central Poland). Geological Magazine, 144: MASIAK M., PODHALA SKA T., STEMPIE -SA EK M., Ordovician-Silurian boundary in the Bardo Syncline (Holy Cross Mountains) new data on fossil assemblages and sedimentary succession. Geological Quarterly, 47: MAZUR S., KRZYWIEC P., MALINOWSKI M., LEWANDOWSKI M., ALEKSANDROWSKI P., MIKO AJCZAK M., Tektoniczne znaczenie strefy Teisseyre a-tornquista w oewietle nowych bada. Przegl d Geologiczny, 65: MIGASZEWSKI Z., Wystepowanie ska piroklastycznych w utworach karbonu dolnego Gór wi tokrzyskich. Przegl d Geologiczny, 43: MIZERSKI W., Geotectonic evolution of the Holy Cross Mts in central Europe. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego, 372: NIED WIECKI G., SZREK P., NARKIEWICZ K., NARKIEWICZ M., AHLBERG P.E., Tetrapod trackways from the early Middle Devonian period of Poland. Nature, 463: NARKIEWICZ M., Ordovician through earliest Devonian development of the Holy Cross Mts. (Poland): constraints from subsidence analysis and thermal maturity data. Geological Quarterly, 46, NARKIEWICZ, M., RETALLACK, G.J., Dolomitic paleosols in the lagoonal tetrapod track bearing succession of the Holy Cross Mountains (Middle Devonian, Poland). Sedimentary Geology, 299, NARKIEWICZ M., RACKI G., WRZO EK T., Litostratygrafia dewo skiej serii stromatoporoidowokoralowcowej w Górach wi tokrzyskich. Kwartalnik Geologiczny, 34: NAWROCKI J., DUNLAP J., PECSKAY Z., KRZEMI SKI L., YLI SKA A., FANNING M., KOZ OWSKI W., SALWA S., SZCZEPANIK Z., TRELA W., Late Neoproterozoic to Early Palaeozoic palaoegeography of the Holy Cross Mountains (Central Poland): an integrated approach. Journal of the Geological Society, London, 164: OR OWSKI S., Jednostki litostratygraficzne kambru i górnego prekambru Gór wi tokrzyskich. Acta Geol. Pol., 25, 3: OR OWSKI S., YLI SKA A., Non-arthropod burrows from the Middle and Late Cambrian of the Holy Cross Mountains, Poland. Acta Palaeontologica Polonica, 41: PASZKOWSKI M., BUNIAK A., K DZIOR A., MIKO AJEWSKI Z., POR BSKI S., Stormy warming-up of Baltica shelf: transition from Hirnantian iceberg alley to Llandovery hot shales. Abstract Book of 31st IAS Meeting of Sedimentology, June, 2015, Krakow, Poland, p PAW OWSKA K., Nowe dane o lamprofirach spod Iwanisk w Górach wi tokrzyskich. Kwart. Geol. 2: PAW OWSKI S., Anomalie magnetyczne w okolicy wsi w. Katarzyna-Psary. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego, 35 (1): PODHALA SKA T., TRELA, W Stratigraphy and sedimentary record of the Lower Silurian succession in the southern Holy Cross Mountains, Poland. Acta Palaeontologica Sinica, 46, suppl:

55 Referaty wprowadzaj ce 53 RUBINOWSKI Z., Rudy metali nie elaznych w Górach wi tokrzyskich i ich pozycja metalogeniczna. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 247. RACKI G., Evolution of the bank to reef complex in the Devonian of the Holy Cross Mountains. Acta Palaeontologica Polonica, 37: RACKI G., Towards understanding Late Devonian global events: few answers, may questions. W: OVER J., MORROW J., WIGNALL P.B. (red.) Understanding Late Devonian and Parmian-Triassic Biotic and Climate Events: Towards an Integrated Aroach. Developments in Paleontology and Stratigraphy, 20: RADWA SKI A., RONIEWICZ P., Struktury na powierzchniach warstw w górnym kambrze Wielkiej Wi niówki pod Kielcami. Acta Geologica Polonica, 10: RYKA W., O intruzji diabazowej w zachodniej cz ci niecki bardzia skiej. Kwart. Geol., l: SHEEHAN P.M., The Late Ordovician mass extinction. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 29: SKOMPSKI S., Karbon Gór wi tokrzyskich. In: SKOMPSKI S., YLI SKA A. (eds.), Procesy i Zdarzenia w Historii Geologicznej Gór wi tokrzyskich LXXVII Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego, SKOMPSKI S., SZULCZEWSKI M., Tide-dominated Middle Devonian sequence from the Northern Part of the Holy Cross Mountains (Central Poland). Facies, 30: SMOLAREK, J., MARYNOWSKI, L., TRELA, W., KUJAWSKI, P., SIMONEIT, B.R.T., Redox conditions and marine microbial community changes during the end-ordovician mass extinction event. Global and Planetary Change, 149, STACHACZ M., Trilobites, their traces and associated sedimentary structures as indicators of the Cambrian palaeoenvironment of the Ocies ki Range (Holy Cross Mountains, Poland). Geological Quarterly, 57: SZCZEPANIK Z., TRELA W., SALWA S., Kambr górny we wschodniej cz ci regionu kieleckiego Gór wi tokrzyskich komunikat wst pny. Przegl d Geologiczny, 52: SZULCZEWSKI M., Slump structures and turbidites in Upper Devonian limestones of the Holy Cross Mts. Acta. Geologica. Polonica., 18: SZULCZEWSKI M., Depositional evolution of the Holy Cross Mts. (Poland) in the Devonian and Carboniferous a review. Geological Quarterly, 39: SZULCZEWSKI M., Ewolucja rodowisk depozycyjnych w dewonie wi tokrzyskim i jej uwarunkowania. In: Skompski S., yli ska A. (eds.), Procesy i Zdarzenia w Historii Geologicznej Gór wi tokrzyskich LXXVII Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego, SZULCZEWSKI M., BE KA Z., SKOMPSKI S., The drowning of a carbonate platform: an example from the Devonian-Carboniferous of the south-western Holy Cross Mountains, Poland. Sedimentary Geology, 106: SZULCZEWSKI M., POR BSKI S., Stop 1 Bukowa Góra, Lower Devonian. In: Pie kowski G., Uchman A. (eds.), Ichnological Sites of Poland the Holy Cross Mountains and The Carpathian Flysch. The second International Congress on Ichnology. Cracov, Poland, August 29 September 8, The Pre-Congress and Post-Congress Field Trip Guidebook, TOMCZYKOWA E., Stratygrafia osadów najwy szego kambru w Górach wi tokrzyskich. Prace Instytutu Geologicznego, 54: TRELA W., Condensation and phosphatization of the Middle and Upper Ordovician limestones on the Ma opolska Block (Poland): response to palaeoceanographic conditions. Sedimentary Geology, 178: TRELA W., Litostratygrafia ordowiku w Górach wi tokrzyskich. Przegl d Geologiczny, 54: TRELA W., Upper Ordovician mudrock facies and trace fossils in the northern Holy Cross Mountains, Poland, and their relation to oxygen- and sea-level dynamics. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 246: TRELA W., Ewolucja rodowisk depozycyjnych ordowiku ysogórskiego w Górach wi tokrzyskich na tle krzywej eustatycznej Ba tyki. Przegl d Geologiczny 57: TRELA W., MALEC J., Zapis 13 C w osadach pogranicza dewonu i karbonu w po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich. Przegl d Geologiczny, 55:

56 54 Referaty wprowadzaj ce TRELA W., SALWA S., Litostratygrafia dolnego syluru w ods oni ciu Bardo Stawy (po udniowa cz Gór wi tokrzyskich): zwi zek ze zmianami poziomu morza i cyrkulacj oceaniczn. Przegl d Geologiczny, 55: TRELA W., SZCZEPANIK Z., Litologia i zespó akritarchowy formacji z Zalesia w Górach wi tokrzyskich na tle zmian poziomu morza i paleogeografii pó nego ordowiku. Przegl d Geologiczny, 57: TRELA, W., PODHALA SKA, T., SMOLAREK, J., MARYNOWSKI, L., Llandovery green/grey and black mudrock facies of the northern Holy Cross Mountains (Poland) and their relation to early Silurian sea-level changes and benthic oxygen level. Sedimentary Geology, 342, WALLISER, O., Global Events in the Devonian and Carboniferous. W: Walliser O.H. (ed.), Global events and event Stratigraphy in the Phanerozoic, ZHANG T., TRELA W., JIANG S-Y., NIELSEN J.K., SHEN Y., Major oceanic redox condition change correlated with the rebound of marine animal diversity during the Late Ordovician. Geology, 39: ELANIEWICZ A., BU A Z., FANNING M., SEGHEDI A., ABA J., More evidence on Neoproterozoic terranes in Southern Poland and southeastern Romania. Geological Quarterly, 53: AKOWA H., Rozwój i stratygrafia karbonu Gór wi tokrzyskich. In: akowa H. (red.), Przewodnik LIII Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Kielce, YLI SKA A., Stratigraphic and biogeographic significance of Late Cambrian trilobites from ysogóry (Holy Cross Mountains, central Poland. Acta Geologica Polonica, 52:

57 Referaty wprowadzaj ce 55 ZAPIS PLEJSTOCENU W WI TOKRZYSKICH STANOWISKACH KRASOWYCH PODSUMOWANIE DOTYCHCZASOWYCH BADA RECORD OF THE PLEISTOCENE AT THE KARST SITES OF THE WI TOKRZYSKIE (HOLY CROSS) MOUNTAINS A SUMMARY OF HITHERTO CONCLUDED STUDIES Jan URBAN 1, Helena HERCMAN 2, Katarzyna OCHMAN 3 1 Instytut Ochrony Przyrody, Polska Akademia Nauk, Kraków, al. A. Mickiewicza 33, urban@iop.krakow.pl 2 Instytut Nauk Geologicznych Polska Akademia Nauk, Warszawa, ul. Twarda 51/55, hhercman@twarda.pan.pl 3 Wadowice katarzyna_ochman@hotmail.com Wst p Stanowiska krasowe jaskinie lub formy krasu kopalnego s cz sto przedmiotem bada naukowych maj cych na celu rekonstrukcj paleogeografii, warunków rodowiska, sekwencji zdarze geologicznych, jak równie zbiorowisk zwierz cych b d te ewolucji poszczególnych taksonów zwierz t. Na obszarach, na których przewa a denudacja nad akumulacj osadów, a wi c na terenach wyniesionych w regionach górskich i wy ynnych sekwencje osadów (namulisk lub formacji mineralnych typu nacieków) nagromadzonych w formach krasowych spe niaj rol badawcz podobn do profilów geologicznych w basenach sedymentacyjnych. W przypadku m odszych sekwencji istotnym elementem badawczym staje si obecno i dzia alno cz owieka a tak e jego wp yw na rodowisko (G azek, 1973, 1989; Madeyska, Cyrek, 2002; Urban, 2004, 2006). Ograniczaj c przyk ady do polskich regionów krasowych oraz do ostatnich 20 lat, mo na wskaza szereg publikacji prezentuj cych wyniki takich bada prowadzonych na terenie Wy yny Krakowsko-Wielu skiej, Sudetów a tak e Tatr i obejmuj cych pojedyncze stanowiska, zespo y stanowisk, jak równie po wi conych specyficznym zagadnieniom: litostratygraficznym, paleogeograficznym (morfologicznym), paleoekologicznym, paleontologicznym, archeologicznym a nawet tektonicznym (np. Madeyska, Cyrek, 2002; Valde-Nowak i in., 2003; Ci kowski, 2006; Dobrowolski, 2006; Lorenc, 2006, 2007; Gradzi ski i in., 2009, 2011; Nadachowski i in., 2009; Stefaniak i in., 2009; Cyrek i in., 2010; G siorowski i in., 2014; Krajcarz, Krajcarz, 2014; Krajcarz i in., 2014a, b; Dobrowolski, Mroczek, 2015; Stefaniak, 2015; Szczygie, 2015; arski i in., 2017). Rekonstrukcje ewolucji morfologicznej oraz warunków rodowiska u schy ku plejstocenu i w holocenie w obr bie Karpat fliszowych dokonywane s na podstawie bada jaski niekrasowych (Margielewski, Urban, 2017). W ponad stuletniej, bo rozpocz tej nieco przed 1904 r., historii bada naukowych krasu wi tokrzyskiego (Urban, Kasza, 2006) równie mo na znale istotne prace badawcze pozwalaj ce na rekonstrukcje paleoekologiczne, paleogeograficzne oraz interpretacje stratygraficzne, paleontologiczne i archeologiczne. Badania geologiczno-geomorfologiczne wi tokrzyskich form krasowych prowadzone do lat 70. XX wieku w wi kszo ci jednak przynosi y dane opisowe, s u ce raczej poznaniu i dokumentacji samych form, ni umo liwiaj ce szersze interpretacje (Gradzi ski, Wójcik, 1966). Pierwszym istotnym dokonaniem w zakresie wykorzystania wi tokrzyskich stanowisk krasowych do szerszych rekonstrukcji by o odkrycie na Kadzielni plejstoce skich szcz tków drobnych kr gowców i ich opis dokonany przez K. Kowalskiego (1958) na pocz tku drugiej po owy XX wieku. Krokami milowymi w tym

58 56 Referaty wprowadzaj ce zakresie by y jednak prace badawcze: geologiczne, paleontologiczne i archeologiczne zwi zane z przygotowaniem trasy turystycznej w jaskini Raj, prowadzone w latach (Rubinowski, 1974) oraz odkrycie w lipcu 1970 r. (Wódkowski, 1971) i szczegó owe badania stanowiska krasowego Kozi Grzbiet (G azek, 1989; Lindner, Marciniak, 2008). Jako nast pny etap bada form krasowych w regionie wi tokrzyskim mo na potraktowa dopiero badania systemu jaskiniowego Chelosiowa Jama-Jaskinia Jaworznicka w latach (Urban, 1994) oraz inwentaryzacj wszystkich dost pnych wówczas obiektów krasowych jaski oraz ods oni tych w cianach kamienio omów form krasu kopalnego w obr bie trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich wykonan w ko cu XX wieku. Oprócz terenowej inwentaryzacji form krasowych, w ramach tych prac przeanalizowano dane z otworów wiertniczych, wykonano badania petrograficzno-mineralogiczne zwi z ych oraz lu nych wype nie form krasowych (struktur i sk adu mineralnego ska zwi z ych, sk adu petrograficznego frakcji ziarnowych ska lu nych, w tym minera ów ci kich), jak równie datowania uranowotorowe kalcytowych form jaskiniowych. Datowania metod uranowo-torow wykonane zosta y w Laboratorium Uranowo-Torowym Instytutu Nauk Geologicznych PAN w Warszawie. Do okre lania sk adu izotopowego U i Th w laboratorium stosowana by a metoda spektrometrii cz stek alfa. W efekcie zakres datowania ograniczony by do 350 tys. lat i uzyskiwane wyniki obarczone s stosunkowo du niepewno ci pomiarow. W próbkach z cz ci badanych stanowisk (Podziemna Trasa Turystyczna na Kadzielni, Jaskinia Jeleniowska, Kostom oty, Szczukowskie Górki) wyst powa a bardzo niska koncentracja uranu (tab. 1) co dodatkowo utrudnia o uzyskanie precyzyjnych wyników. Próbki z jaski Jeleniowskiej i Zbójeckiej (próbka ZBOJ 2) wykazywa y istotne domieszki toru nieradiogenicznego i w tym wypadku mo liwy by tylko szacunek wieku po zastosowaniu korekcji na zanieczyszczenie detrytyczne. Wyniki datowania pozwoli y na uzyskanie informacji czasowej pozwalaj cej okre li chronologi zdarze rekonstruowan na podstawie bada wype nie jaskiniowych. Badania prowadzone w ko cu XX wieku umo liwi y systematyczn klasyfikacj genetyczn i wiekow form krasowych trzonu paleozoicznego (Urban, 2002, 2013). Z wyj tkiem jednak stanowiska Chelosiowa Jama-Jaskinia Jaworznicka, nie doprowadzi y do odkrycia spektakularnych stanowisk krasu kenozoicznego, zw aszcza stanowisk paleontologicznych, które zas ugiwa yby na szczegó owe opracowanie ze wzgl du na mo liwo ci rekonstrukcji paleogeograficznych lub interpretacji stratygraficznych. W tym samym mniej wi cej okresie podj to badania profilów wype nie dwu kopalnych lejów krasowych (Mirówek, Maziarze) pó nocnego obrze enia regionu wi tokrzyskiego (Barcicki i in., 1991, 1996). Przedmiotem bada mineralogicznych, w szczególno ci sk adu minera ów ci kich, by y wype nienia dwu lejów krasowych (Winna, Komorniki) w obr bie dewo skich ska w glanowych Doliny Kielecko- agowskiej (Ludwikowska-K dzia, 2013). Ostatnim, jak dot d, istotnym dokonaniem w interpretacjach materia u krasowego by y badania petrograficzne, paleontologiczne oraz datowania uranowo-torowe wype nie jaski, które w latach by y przygotowywane do udost pnienia turystycznego jako Podziemna Trasa Turystyczna na Kadzielni (Urban i in., 2011a, b). W ramach tych bada wykonane zosta y równie datowania uranowo torowe, których metodyka zosta a omówiona powy ej. Celem niniejszego artyku u jest zebranie i prezentacja podstawowych informacji dotycz cych interpretacji stratygraficznych oraz rekonstrukcji paleogeograficznych i paleo rodowiskowych plejstocenu, które wynikaj z bada form krasowych w regionie wi tokrzyskim. Stanowiska krasowe i jaskiniowe regionu wi tokrzyskiego istotne z punktu widzenia bada plejstocenu Na terenie regionu wi tokrzyskiego kras wyst puje w obr bie ska w glanowych rodkowego i górnego dewonu, reprezentuj cych najcz ciej formacj wapieni i dolomitów

59 Referaty wprowadzaj ce 57 stromatoporowo-koralowcowych z Kowali, jak równie w obr bie wapieni górnej jury, w mniejszym zakresie ze wzgl du na niewielk mi szo oraz prze awicenia marglisto-ilaste w wapieniach rodkowego triasu. Utworzy si on w dwu okresach l dowych historii geologicznej tego regionu: po waryscyjskich ruchach górotwórczych w okresie pó nokarbo sko-permskowczesnotriasowym oraz po alpejskich ruchach tektonicznych, w okresie paleoge sko-neoge skoczwartorz dowym, czyli kenozoicznym. Kopalne formy krasowe reprezentuj ce te dwa okresy cz sto nak adaj si na siebie i w przesz o ci nie zawsze by y prawid owo rozró niane. Kryteria litologiczne, stosunek do innych struktur skalnych (zjawisk tektonicznych, przejawów mineralizacji), jak równie analizy paleomagnetyczne pozwalaj obecnie na do jednoznaczne ich rozró nienie (Rubinowski, 1967; Urban, 1999, 2002, 2013; Urban i in., 2011b). Obecnie dost pne do obserwacji kenozoiczne systemy krasowe regionu wi tokrzyskiego powsta y przed czwartorz dem i by y cz sto ju wówczas wype niane osadami. Wskazuje na to przede wszystkim ich pozycja hipsometryczna po o enie znacznie powy ej obecnego zwierciad a wód i brak zwi zku z sieci wspó czesnych lub nawet plejstoce skich dolin, ale równie charakter osadów wype niaj cych formy krasowe, ich pochodzenie ze zwietrzelin wi tokrzyskich ska przedczwartorz dowych wyra one sk adem petrograficznym. Rzadko spotyka si osady wype niaj ce formy krasowe, które wykazuj cechy diagnostyczne typowe dla wieku czwartorz dowego, takie jak: obtoczenie i zmatowienie powierzchni ziarn frakcji piaszczystej wskazuj ce na ich abrazj eoliczn, obecno minera ów nietrwa ych chemicznie w sk adzie minera ów ci kich oraz obecno otoczaków pochodzenia pó nocnego (Urban, Kici ska, 2001; Urban, 2002, 2013). Na pocz tku czwartorz du wci cie dolin rzecznych by o wi ksze i po o enie bazy erozyjnej ni sze od wspó czesnego ( yczewska, 1971; Lindner, 1986; Lindner i in., 2001), st d te wi kszo systemów krasowych obecnie dost pnych po o ona by a wówczas powy ej zwierciad a wód i mia a charakter reliktowy. Jednak w okresie plejstoce skich przemian rodowiskowych: glacjacji i deglacjacji oraz zwi zanych z warunkami peryglacjalnymi denudacji i sedymentacji, systemy krasowe by y okresowo zalewane, przemywane przez wody a tak e namywane by y do nich osady allogeniczne, jak równie tworzy y si w nich nacieki oraz inne osady autogeniczne. Z takimi zdarzeniami wi e si powstanie stanowisk krasowych nios cych informacje o stratygrafii i paleogeografii oraz paleoekologii plejstocenu, które zosta y opisane poni ej. Kozi Grzbiet Stanowisko Kozi Grzbiet (fig. 1) to prawie pionowa, wype niona osadami szczelina krasowa, która ods ania a si w pó nocnej cianie nieczynnego kamienio omu wapieni dewo skich rozcinaj cego wzgórek o tej nazwie. W osadach wype niaj cych szczelin w 1970 r. odkryto liczne szcz tki fauny (Wódkowski, 1971). W pionowej sekwencji osadów wype nienia opisano (od góry) nast puj ce warstwy (fig. 2) (G azek i in., 1976, 1977a, b): - ogniwo 1: piasek rednioziarnisty, ó toró owy ze ladami warstwowania w sp gu i z okruchami wapieni; - ogniwo 2: trójwarstwowe gliny piaszczyste z fragmentami ko ci, muszlami limaków oraz okruchami wapieni i nacieków; warstwa 2a (najwy sza) cechuje si br zowo ó t barw i obecno ci okruchów wapieni oraz nacieków; warstwa 2b jest ciemnobr zowa i odznacza si mniejsz zawarto ci okruchów skalnych, które s mniejsze i og adzone; warstwa 2c jest jasnobr zowa i zawiera du e fragmenty wapieni oraz nacieków; - ogniwo 3: i wi niowy z o ony z drobnych okruchów i owca laminowanego; - ogniwo 4: wi niowe piaski ilaste (4a, 4c) prze awicone wi niowymi i ami piaszczystymi (4b); - ogniwo 5: i ó tobr zowy, g ównie kaolinitowy z konkrecjami w glanowymi; - ogniwo 6: wi niowy piasek ilasty z konkrecjami w glanowymi; - ogniwo 7: ciemno ó ty i z konkrecjami w glanowymi i okruchami skorodowanych wapieni oraz soczewkami wi niowego piasku.

60 58 Referaty wprowadzaj ce Fig. 1. Lokalizacja stanowisk krasowych opisywanych w tek cie na tle mapy geologicznej. Obja nienia oznacze : 1 stanowiska wymienione w tek cie: CH Chelosiowa Jama-Jaskinia Jaworznicka, GJ Górno, kamienio om Józefka, JM Jaskinia w Marzyszu, JR jaskinia Raj, JZ Jaskinia Zbójecka w agowie, KK Kadzielnia 1 i 2, KL Kostom oty, kamienio om Laskowa, MD Maziarze, MR Mirówek, SG Szczukowskie Górki, kamienio om, SJ Sitkówka-Ja wica, WK kamienio omy Winna i Komorniki, ZG kamienio om Zgórsko; 2 uskoki, 3 kambr, ordowik i sylur (piaskowce, upki, i owce), 4 dewon i dolny karbon (wapienie, dolomity, margle, piaskowce, upki), 5 perm górny i trias dolny (piaskowce, zlepie ce, mu owce, i owce), 6 trias rodkowy i górny (wapienie, piaskowce, mu owce, i owce, margle), 7 jura dolna i rodkowa (piaskowce, mu owce, i owce, margle, wapienie), 8 jura górna (wapienie, margle), 9 kreda górna (margle, wapienie, opoki), 10 neogen (wapienie, gipsy, margle, i y, zlepie ce) Bardzo bogata kopalna fauna ogniwa 2 reprezentowana jest przez szcz tki limaków, p azów, gadów, ptaków i ssaków (G azek i in., 1976, 1977a; M ynarski, 1977; Sych, 1980; Szyndlar, 1981; Boche ski, 1984, 1989; Sanchiz, Szyndlar, 1984; Nadachowski, 1985, 1989, 1990; Pradel, 1988; Wo oszyn, 1988; Czy ewska, 1989; M ynarski, Szyndlar, 1989; Rzebik- Kowalska, 1989, 1994; Stworzewicz, 1989; Wolsan, 1989a, b). W obr bie ogniwa 2 wydzielono trzy warstwy (2a, 2b i 2c), ró ni ce si zabarwieniem i sk adem szcz tków fauny. W warstwach 2a oraz 2c, w odró nieniu od warstwy 2b, wi kszo szcz tków gryzoni stanowi ko ci gatunków yj cych w klimacie ch odniejszym i suchszym, takie jak lemingi (G azek i in., 1976). W osadach wszystkich trzech warstw zdecydowanie przewa aj jednak szcz tki zwierz t charakterystycznych dla rodowiska wilgotnego lasu li ciastego takie jak zaskroniec zwyczajny (Natrix natrix), traszka grzebieniasta (Triturus cf. cristatus), za w ród ssaków ryjówki z rodzaju Sorex, nornica ruda (Myodes glareolus), bóbr europejski (Castor fiber), dzik (Sus cf. scrofa), o (Alces sp.) (G azek i in., 1976; Szyndlar, 1981; Czy ewska, 1989; Rzebik-Kowalska, 1994). Stwierdzono równie gatunki ciep olubne (Szyndlar, 1981) jak: w eskulapa (Zamenis longissimus), jaszczurka zielona (Lacerta cf. viridis) czy mija (Vipera aff. ammodytes). Obecno fauny klimatu umiarkowanego i rodowisk le nych wskazuje, i osady ogniwa 2 reprezentuj okres powa nego ocieplenia. W osadach stwierdzono Mimomys savini - gatunek charakterystyczny dla górnego biharianu Europy (Nadachowski, 1990). Datowania ko ci metod fluoro-chloroapatytow na tys. lat, badania paleomagnetyczne, analiza zbiorowisk faunistycznych oraz analiza klimatostratygraficzna umo liwi y identyfikacj okresu powstania zespo u faunistycznego i osadu z Cromerianem II (G azek i in., 1977a, b; Lindner, Marciniak, 2008). Dolna cz wype nienia jaskini (fig. 2, ogniwa 3-7) reprezentuje osady z okresu zape niania dolin przed i w czasie zlodowacenia. Litologia oraz sk ad minera ów ci kich wskazuje, e wi niowoczerwone piaski oraz i y ogniwa 3, 4 i 6 to redeponowane zwietrzeliny utworów

61 Referaty wprowadzaj ce 59 pstrego piaskowca, podczas gdy i y ogniw 5 i 7 stanowi osady rezydualne wapieni dewo skich. W górnej cz ci i ów ogniwa 3 pojawiaj si jednak ziarna minera ów ci kich wskazuj cych na domieszk materia u glacjalnego. Natomiast piaski najwy szej warstwy wype nienia (ogniwa 1) reprezentuj osady fluwioglacjalne (G azek i in., 1976, 1977a, b). Fig. 2. Przekrój osadów stanowiska w Kozim Grzbiecie. Kopia z publikacji J. G azka i in. (1977). Poprawiono oznaczenia warstw oraz innych elementów litologicznych przekroju. Obja nienia symboli: A oznaczenia warstw i innych elementów litologicznych, B numeracja próbek, C granica wykopu, 1-7 numeracja warstw zgodna z opisem w tek cie, b wi ksze bloki wapienia, i i y, k konkrecje w glanowe, ko wi ksze fragmenty kostne, n polewy naciekowe, w wapienie, wk skorodowane powierzchnie wapienne Taka sekwencja osadów pozwoli a po raz pierwszy w Polsce uzna, e ogniwo 2 ze szcz tkami fauny rodowiska le nego reprezentuje okres interglacjalny dziel cy dawne zlodowacenie po udniowopolskie (Mindel) na co najmniej dwa zlodowacenia. Osady starszego glacja u reprezentowane s w sekwencji osadów szczeliny Koziego Grzbietu przez domieszki materia u glacjalnego w warstwie 3, natomiast wiadectwem m odszego s piaski fluwioglacjalne warstwy 1 (G azek i in., 1976, 1977a, b). W wietle dalszych studiów porównawczych i bada innych stanowisk (Lindner, 1991, Lindner, Wojtanowicz, 1997; Ber i in., 2007; Lindner, Marks, 2008; Lindner i in., 2013) Kozi Grzbiet sta si najwa niejszym stanowiskiem dokumentuj cym interglacja pomi dzy zlodowaceniami Nidy oraz Sanu 1 i zosta zdefiniowany jako stanowisko stratotypowe dla formacji Koziego Grzbietu (Lindner, Marciniak, 2008) identyfikowanej z interglacja em zwanym dawniej ma opolskim (Malopolanian), pó niej interglacja em Koziego Grzbietu (Gozhik i in., 2012; Lindner i in., 2013). Zgodnie z najnowszymi koncepcjami ocieplenie rejestrowane przez zespó le nej fauny na Kozim Grzbiecie odpowiada drugiemu ociepleniu klimatycznemu w okresie interglacja u podlaskiego, dla którego reperowymi stanowiskami s sekwencje florystyczne Domuraty (Domuratovian), Szczebra (Augustovian) oraz Kalejty (Marks i in., 2016). Pozycja

62 60 Referaty wprowadzaj ce stratygraficzna profilu z Koziego Grzbietu w stosunku do tych sekwencji (Kalejty) jest dokumentowana paleomagnetycznie po o eniem granicy Brunhes-Matuyama (Lindner i in., 2013). Obecnie stanowisko Kozi Grzbiet praktycznie nie istnieje lub nie jest dost pne. Warstwa z ko mi zosta a prawdopodobnie ca kowicie wyeksploatowana, za szczelina krasowa zosta a zape zni ta i zaro ni ta ro linno ci. Kamienio om z niewielkimi obecnie ods oni ciami cianek wapiennych chroniony jest jednak od 1987 r. jako pomnik przyrody nieo ywionej za wzgl du na historyczn lokalizacj stanowiska paleontologicznego (Wróblewski, 2000). Kolekcja zebranych tu szcz tków fauny jest przechowywana w Instytucie Systematyki i Ewolucji Zwierz t PAN (ISEZ PAN) w Krakowie. Jaskinia Raj Zdaniem Lindnera i Brauna (1974) korzystne warunki dla powstania systemu krasowego, którego cz ci jest jaskinia Raj (fig. 1) istnia y w rejonie doliny Bobrzyczki w neogenie i starszym czwartorz dzie, jednak jej wspó czesne namulisko utworzone zosta o po ostatnim okresie interglacjalnym. Podczas prac udost pniaj cych jaskini dla ruchu turystycznego w latach przeprowadzono badania geologiczne, paleontologiczne oraz archeologiczne tego namuliska w Korytarzu Wst pnym i Komorze Wst pnej, Sali Wysokiej oraz Sali Stalaktytowej (Rubinowski, 1974; Madeyska, 1972, 1974). W profilu namuliska w Korytarzu Wst pnym Madeyska (1972, 1974) wyró ni a od góry nast puj ce warstwy (numeracja od do u fig. 3): - warstwa 12: kalcytowa skorupa naciekowa; - warstwa 11: jasnobr zowy-czerwonobr zowy piasek warstwowany drobno- i rednioziarnisty ze skupieniami w gla drzewnego (mi szo cm); - warstwa 10: warstwowany mu lessopodobny szarobr zowy, zielonkawy z soczewkami piasku (40-60 cm); - warstwa 9: br zowy mu lessopodobny z ostrokraw dzistym, rzadziej nieco og adzonym gruzem wapiennym i g azami o wielko ci do 40 cm (do 50 cm); - warstwa 8: czerwonobr zowa glina piaszczysta z ostrokraw dzistym gruzem i domieszk gruboziarnistego piasku (do 30 cm); - warstwa 7: piasek ciemnobr zowy i czerwonawy wyst puj cy w formie soczewek i p atów; - warstwa 6: ciemnobr zowa glina piaszczysta z niewielk ilo ci gruzu i soczewkami piasku o bardzo nierównym stropie (do 50 cm); górna warstwa kulturowa (z artefaktami archeologicznymi); - warstwa 5: szarop owy mu piaszczysty wyst puj cy w formie p atów i soczewek (do 20 cm); - warstwa 4: brunatna glina piaszczysta (piasek pylasty) z ma ilo ci gruzu i g azów (do 20 cm); dolna warstwa kulturowa; - warstwa 3: soczewki piaszczyste br zowe z gruzem wapiennym i humusem; - warstwa 2: glina szarobrunatna z gruzem wapiennym do dobrze og adzonym i drobnymi fragmentami w glanowymi (50-80 cm); - warstwa 1: glina ciemnobrunatna z du ilo ci substancji organicznej wype niaj ca szczeliny w dnie skalnym. Profile wykopów w g bszych partiach jaskini odznaczaj si gorsz czytelno ci, jednak osady nie odbiegaj zasadniczo od wyst puj cych we wst pnej cz ci jaskini (Madeyska, 1972, 1974). We wszystkich warstwach wyró nionych w namulisku jaskini, z wyj tkiem warstwy 7, znaleziono ko ci kr gowców: ryb (nieliczne), p azów, gadów, ptaków i ssaków, za w warstwie najwy szej, kalcytowej (12) muszle limaków (Boche ski, 1974; Kowalski, 1974a; Nadachowski, 1982; Czy ewska, 1989; M ynarski, Szyndlar, 1989; Rzebik-Kowalska, 1989, 1994, Wolsan, 1989a, b). W wyniku transportu wodnego ko ci w obr bie niektórych warstw zosta y przemieszane. Do najliczniej reprezentowanych zwierz t nale ssaki z nast puj cych rz dów: owado erne, nietoperze, gryzonie, drapie ne, tr bowce, nieparzystokopytne, parzystokopytne (Kowalski, 1972, 1974a).

63 Referaty wprowadzaj ce 61 Fig. 3. Schematyczny przekrój poprzeczny osadów w Korytarzu Wst pnym (na podstawie materia ów J.K. Koz owskiego, uproszczony). Kopia z publikacji T. Madeyskiej (1974); poprawiono jedynie oznaczenia liczbowe, które s zgodne z numeracj warstw w tek cie (brak warstw 4 i 7 w tym przekroju) Warstwy 4 i 6 namuliska (fig. 3) stanowi równocze nie poziomy kulturowe, w których znaleziono narz dzia g ównie rogowe i krzemienne u ywane przez cz owieka. Technika obróbki narz dzi nawi zuje do rodkowopaleolitycznej kultury mustierskiej, grupy szarenckiej (Kaczanowska, 1974, Koz owski J.K., 1972, 1974). Zdaniem autorów opisu litologicznego, paleontologicznego oraz archeologicznego stanowiska (Kowalski i in., 1972, Kowalski, 1974a, Madeyska, 1974), charakter litologiczny osadów namuliska, zawarto substancji organicznej, elazistej oraz fosforanów a tak e sk ad fauny kopalnej pozwala s dzi, e wszystkie opisane wy ej warstwy, z wyj tkiem najwy szej (lub zdaniem Kowalskiego, 1974a dwu najwy szych), powsta y w vistulianie. Wed ug Madeyskiej (1981), warstwy 1-6 prawdopodobnie formowa y si we wczesnym glacjale (MIS 5), warstwy 8-10 pleniglacjale dolnym (MIS 4). W pracy Lorenca (2007) dotycz cej rekonstrukcji paleotemperatur panuj cych w vistulianie na podstawie kopalnych zespo ów ptaków, jedynie warstwy 2-3 uznawane s za pochodz ce z wczesnego glacja u a warstwy 4-10 pleniglacja u. Ko ci gryzoni (Microtus agrestis, M. glareolus, C. fiber), ryjówek (Sorex araneus, Sorex minutus) i nied wiedzia brunatnego (Ursus arctos) wyst puj ce w warstwach 1-3 wskazuj na wilgotne rodowisko kowo-le ne o agodnym klimacie. Och odzenie klimatu nast pi o w okresie sedymentacji warstwy 4, ze ladami pobytu w jaskini cz owieka neandertalskiego. W ród szcz tków kr gowców w tej warstwie liczniej pojawiaj si gatunki typowe dla klimatu zimnego i rodowiska bezle nego, w tym dwa gatunki pardw Lagopus lagopus i L. mutus oraz suse Spermophilus citelloides dawniej Citellus citelloides (Kowalski, 1974a). Mu warstwy 5 znaczy okresowe zalanie jaskini, po którym znowu pojawi y si w niej, w warstwie 6, lady pobytu cz owieka. Wy sze warstwy 7-10 powsta y w wyniku wmycia do jaskini i ów z powierzchni wapieni (zdaniem Madeyskiej typu terra rossa) oraz mu ków w okresie maksymalnego ozi bienia klimatu podczas plenivistulianu i bezpo rednio po nim. Wyst powanie mu ków lessopodobnych nad osadami piaszczystymi oraz mu kowo-gruzowymi jest podobne do sekwencji w osadach jaski Wy yny Krakowsko-Cz stochowskiej (por. Madeyska-Niklewska, 1969, Krajcarz i in., 2014a). W osadach warstwy 6 oraz warstw 8 i 9 stopniowo zaczynaj dominowa ko ci zwierz t typowych dla klimatu arktycznego i warunków tundry pocz tkowo wilgotnej, pó niej suchej, w tym szcz tki lemingów Lemmus lemmus i Dicrostonyx torquatus, nornika w skoczaszkowego Microtus gregalis, sus ów S. citelloides, S. superciliosus (Citellus superciliosus)

64 62 Referaty wprowadzaj ce oraz pardw. Na warunki suchej tundry, stopniowo jednak ust puj cej miejsca zaro lom, wskazuj te szcz tki fauny w warstwie 10. W warstwie tej gatunki zwi zane z tundr i pó pustyni polarn, w ród gryzoni wyra nie dominuj leming D. torquatus i nornik w skoczaszkowy (Kowalski, 1972, 1974a, b). Warstwa 11 jest wi zana z przep ywem wód przez jaskini i korelowana z vistulia skim tarasem Bobrzyczki (Lindner, Braun, 1974). W ród szcz tków ssaków stwierdzono zarówno typowo tundrowe lemingi i nornika w skoczaszkowego, jak i ko ci gatunków le nych: nornicy rudej, wiewiórki, myszy, popielicy, nocka Bechsteina (Myotis bechsteinii) i bika (Felis silvestris) (Kowalski i in. 1972, Kowalski 1974a, b; Madeyska 1974). W czasie prowadzenia bada naukowych jaskinia Raj by a jednym z niewielu tak dobrze zbadanych plejstoce skich stanowisk jaskiniowych w Polsce i jednocze nie najdalej na pó noc wysuni tym jaskiniowym stanowiskiem rodkowopaleolitycznym w Europie (Kaczanowska, 1974). Pó niej jednak odkryto neandertalskie stanowiska jaskiniowe wysuni te dalej na pó noc, po o one w Belgii, pó nocnej Walii a nawet w Finlandii (Schulz, 2010). Od 1968 r. jaskinia i jej otoczenie chronione s prawnie jako rezerwat przyrody (Koz owski S., 1974; Wróblewski, 2000). Jaskinia zosta a otwarta dla ruchu turystycznego w czerwcu 1972 i od tego czasu nie prowadzono prac badawczych w jej namulisku. Kolekcja paleontologiczna zebrana podczas prac przygotowawczych do udost pnienia turystycznego jaskini przechowywana jest w ISEZ PAN w Krakowie. Kadzielnia 1 Pierwsza informacja o odkryciu kopalnych ko ci na Kadzielni pochodzi z 1904 r. gdy podczas eksploatacji kamienio omu otwarto g ówn sal Jaskini Jeleniowskiej w Ska ce Geologów. W jej namulisku zidentyfikowano wówczas m.in. szcz tki jeleniowatych (st d nazwa jaskini) oraz nosoro ca w ochatego. Sama jaskinia jest jednak znacznie starsza, przedczwartorz dowa, na co wskazuje jej po o enie hipsometryczne oraz wiek nacieków (tab. 1, fig. 4 i 5) (Urban i in., 2011a, b). Fig. 4. Datowania metod uranowo-torow nacieków oraz innych form kalcytowych z jaski i obiektów krasu kopalnego regionu wi tokrzyskiego na tle tlenowych stadiów izotopowych (marine isotope stages MIS). Obja nienia skrótów: GJ Górno, kamienio om Józefka; JM Jaskinia w Marzyszu, JZ Jaskinia Zbójecka w agowie, KJJ Kadzielnia, Jaskinia Jeleniowska; KL Kostom oty, kamienio om Laskowa; SG Szczukowskie Górki, kamienio om

65 Referaty wprowadzaj ce 63 Tab. 1. Wyniki datowa metod uranowo-torow nacieków oraz innych form kalcytowych z jaski i obiektów krasu kopalnego regionu wi tokrzyskiego Symbol próbki Numer laborat. Konc. U (ppm) 234 U/ 238 U 230 Th/ 234 U 230 Th/ 232 Th Wiek, wiek skorygowany [ka] Szacunkowy wiek [Ma] Lokalizacja Podziemna Trasa Turystyczna na Kadzielni (wapienie dewo skie) 38 BP 136 W ,041±0,003 1,100±0, ± (-94; + ) Komora Wies awa, inkrustacja kalcytowa przy brekcji kostnej 50 BT W ± ± ± (-30; +40) Lewy Korytarz, 50 BT W ± ± ± (-30; +40) 50 BT W ± ± ± (-40; +50) pozioma (pokrywaj ca namulisko) polewa kalcytowa 7 AN 60 W ± ± ± OS Partie Baby Jagi, W ± ± ± OS polewa kalcytowa na 0.076± ± ± >1.200 cianie 23 AN 63 W ± ± ± >350 >1,2 (?) Strzelisty Korytarz, polewa kalcytowa na cianie W ± ± ± OS 0.048± ± ± >350 >1,2 (?) Chelosiowa Jama-Jaskinia Jaworznicka (wapienie dewo skie) Chel 6A* 0,140±0,030 1,190±0,030 0,950±0, (-30; +40) Sala z Kominem, gruba Chel 6C* 0,110±0,040 1,260±0,040 0,880±0, (-18; +21) polewa starszej generacji Chel 5* 2,120±0,030 1,480±0,020 0,290±0,010 > (-1,2; +1,2) Sala z Kominem, Chel 7* 2,490±0,040 1,920±0,030 0,320±0, (-1,3;+1,3) agregaty kal-cytu CCC ("kaszka kalcytowa") Chel 4* 0,390±0,010 2,450±0,040 0,020±0, ,5 (-0,3; +0,3) Sala z Kominem, ma e Chel 3* 0,060±0,001 4,770±0,140 0,070±0,010 >1000 8,3 (-0,6; +0,6) stalaktyty najm odszej generacji Chel 1* 0,130±0,001 1,240±0,030 0,960±0, (-37; +53) Górny Korytarz, du y Chel 2* 0,130±0,001 1,260±0,040 0,800±0, (-14; +16) stalagmit starszej generacji Jjaw 3* 5,620±0,110 2,000±0,030 0,310±0, ,8 (-1,4; +1,4) Umaguma, du e Jjaw 1* 8,350±0,140 1,810±0,010 0,450±0,010 > (-1,8; +1,8) agregaty kalcytu CCC Jjaw 5* 8,180±0,130 1,930±0,013 0,399±0, (-1,5; +1,5) (" ró e kalcytowe") Jjaw 2* 0,130±0,001 1,060±0,030 0,940±0, (-38; +57) Sala NPWZ, niewielki stalaktyt Kadzielnia, Jaskinia Jeleniowska (wapienie dewo skie) JELEN 1 0,058±0,004 1,303±0,124 0,866±0, (-58; +101), kor. 180 (-60;+102) g ówna komora jaskini: najstar-sza (2/2), starsza (2/1) i m o-dsza (1) generacja nacieków JELEN 2/1 0,034±0,004 1,117±0,157 0,094±0,145 3,4 >350, kor. >212 <1,2 (?) JELEN 2/2 0,076±0,006 1,088±0,123 1,088±0,126 10,5 >350, kor. >286 >1,2 (?) agów, Jaskinia Zbójecka w agowie (wapienie dewo skie) ZBOJ 1 0,142±0,004 1,078±0,033 1,036±0, >350 <1,2 Sala Naciekowa, ZBOJ 2 0,121±0,003 1,143±0,036 1,009±0, >350, kor. >283 <1,2 (?) polewy starszej generacji Marzysz, Jaskinia w Marzyszu (wapienie dewo skie) MARZ 2. 9,110±0,004 1,024±0,050 1,113±0, >350 <1,2 (?) polewa na stropie jaskini Kostom oty, kamienio om Laskowa (dolomity dewo skie) LAS 1/1 0,040±0,004 0,879±0,121 1,171±0, >350 <1,2 wype nienie szczeliny: LAS 1/2 0,066±0,004 1,062±0,096 0,949±0, (-47; +70) starsza (1/1) i m odsza (1/2) generacja Szczukowskie Górki, kamienio om (wapienie dewo skie) SZCZUK 11 0,075±0,003 1,158±0,058 1,040±0, >350 <1,2 wype niony kana krasowy, stalagmit Górno, kamienio om Józefka (wapienie dewo skie) JOZ 6 0,198±0,011 1,143±0,036 1,009±0, >350 <1,2 wype niona forma krasowa, polewa OS niemo no okre lenia wieku ze wzgl du na otwarcie systemu i wtórne usuni cie uranu z próbek ( 230 Th/ 234 U >> 1) Italic istotne zanieczyszczenie torem nieradiogenicznym; konieczna korekcja wieku * Analizy wykonane w latach

66 64 Referaty wprowadzaj ce Fig. 5. G ówna komora Jaskini Jeleniowskiej z pozosta o ciami nacieków kalcytowych; strza ka wskazuje nacieki, które zosta y opróbowane do datowa uranowo-torowych (fot. J. Urban) W notatce z lat trzydziestych XX wieku J. Czarnocki (1932) wspomina o wyst powaniu w kieszeniach krasowych Ska ki Geologów licznych szcz tków fauny arktycznej, w tym lemingów, renów i nosoro ców. Pó niejsza wzmianka Czarnockiego (1948) mówi ca o du ej jaskini z namuliskiem o charakterze mu kowym typu lessowego z bogat faun gryzoni, w ród których znalezione zosta y szcz tki nosoro ca i nied wiedzia jaskiniowego wskazuje jednak znowu na Jaskini Jeleniowsk jako miejsce wyst powania znalezisk paleontologicznych. Spo ród ponad 150 ko ci zebranych przez Czarnockiego na Kadzielni i znajduj cych si w zbiorach Muzeum Geologicznego Pa stwowego Instytutu Geologicznego ostatnio opracowano 52 okazy, identyfikuj c w ród nich g ównie ko ci nied wiedzia oraz pojedyncze ko ci bizona, dzika, nosoro ca, zaj ca i asicowatych. Kolekcja ta zapewne reprezentuje faun z okresu rodkowego vistulianu (Woroncowa-Marcinowska i in., 2017). Jako Kadzielnia 1 nazwane tu jednak zosta o przede wszystkim stanowisko ze szcz tkami fauny kopalnej szczegó owo zbadane w latach pi dziesi tych XX wieku przez K. Kowalskiego (1958). Zbierane przez Kowalskiego ko ci drobnych kr gowców wyst powa y w wype nieniach szczelin krasowych Ska ki Geologów, których dok adna lokalizacja nie jest obecnie znana. Nie mo na ich raczej identyfikowa z kieszeniami krasowymi Czarnockiego (1932), bowiem wiek tej fauny kopalnej oceniany jest na schy ek neogenu i pocz tek plejstocenu (Nadachowski, 1990). W materiale z tego stanowiska oznaczono kopalne gatunki gryzoni charakterystyczne dla pliocenu, takie jak Mimoms pliocaenicus, Mimomys reidi, oraz wczesnego plejstocenu: Microtus (Allophaiomys) pliocaenicus, Pliomys lenki (Kowalski, 1958, Nadachowski, 1990). W osadach stwierdzono szcz tki ciep olubnych gadów i ssaków: kopalnej jaszczurki Ophisaurus cf. pannonicus, w a eskulapa (Zamenis longissimus), podkowca du ego (Rhinolophus cf. ferrumequinum) oraz kopalny gatunek Rhinolophus cf. macrorhinus (Kowalski, 1958; Wo oszyn, 1988; M ynarski, Szyndlar, 1989). Obecne s tu tak e ssaki zwi zane ze rodowiskiem le nym jak: popielica (Glis sackdillingensis), orzesznica (Muscardinus cf. avellanarius), nornice (Myodes sp.), 4 gatunki ryjówek z rodzaju Sorex oraz myszy Apodemus sp. (Kowalski, 1958, 1963; Rzebik- Kowalska, 1994). W otoczeniu Kadzielni musia y zatem istnie lasy, lecz nie dominowa y one w krajobrazie, gdy znaleziono tu równie szcz tki trzech gatunków chomików (Allocricetus bursae, Allocricetus ehiki, Cricetus runtonensis), sus a (Spermophilus polonicus) i lemingów (Fahlbush, 1969; Black, Kowalski, 1974; Nadachowski, 1990), gryzoni zwi zanych ze rodowiskiem otwartym.

67 Referaty wprowadzaj ce 65 Inwentaryzacja form krasu kopalnego prowadzona w ostatnich latach XX wieku oraz poszukiwania szcz tków fauny w wype nieniach form krasowych Ska ki Geologów prowadzone w latach w zwi zku z badaniami kolekcji Czarnockiego nie doprowadzi y do znalezienia nowych szcz tków kopalnych. Prace te wskaza y, e wype nienia dost pnych obecnie szczelin krasowych zbudowane s g ównie z materia u neoge skiego, wczesnoczwartorz dowego oraz mu ków lessopodobnych reprezentuj cych zapewne ostatni okres glacjalny (Woroncowa- Marcinowska i in., 2017). Ska ka Geologów na Kadzielni chroniona jest od 1962 r. jako rezerwat przyrody nieo ywionej (Wróblewski, 2000). Kadzielnia 2 Stanowisko Kadzielnia 2 obejmuje rozpoznane petrograficznie i paleontologicznie osady namuliska oraz datowane metod uranowo-torow kalcytowe nacieki wyst puj ce w ci gu jaski : Jaskini Odkrywców, Prochowni i Szczeliny na Kadzielni, które stanowi y fragmenty systemu krasowego rozwini tego wzd u pionowego uskoku rozcinaj cego wapienie górnodewo skie we wschodniej cianie kamienio omu na Kadzielni. Ci g kana ów krasowych cz cy te jaskinie, cz ciowo wype niony osadami, zosta oczyszczony z tych osadów i udost pniony jako Podziemna Trasa Turystyczna (fig. 6). Badania w obr bie tego ci gu zosta y wykonane w ramach nadzoru naukowego nad geotechnicznymi pracami udost pniaj cymi tras prowadzonymi w latach i obejmowa y opis oraz opróbowanie profilów i przekrojów namulisk, analizy ich sk adu petrograficznego (mineralogicznego), oznaczenia paleontologiczne wyst puj cych w nich szcz tków kostnych oraz datowania uranowo-torowe form naciekowych (Urban i in., 2011a, b, 2017). Fig. 6. Podziemna Trasa Turystyczna na Kadzielni. A uproszczony plan trasy (wg Urban i in. 2011a) z udokumentowanymi profilami i przekrojami geologicznymi; B ods oni cie marglu z brekcj kostn nietoperzy, nad nim datowana inkrustacja kalcytowa (próbka 38 BP 136, tab. 1, fig. 3) (fot. J. Urban); C datowana polewa kalcytowa, dawniej pokrywaj ca namulisko, obecnie zawieszona na cianach (próbki 50 BT 138-1, 50 BT 138-2, 50 BT 138-3, tab. 1, fig. 3) (fot. J. Urban); D przekrój przez namulisko w dolnej cz ci zbudowane z i ów, w górnej z lesssopodobnych osadów pylastych (fot. A. Kasza). Obja nienia oznacze : 1 kontury jaski, 2 kontury jaskini w miejscach nak adania si korytarzy po o onych na ró nych poziomach, 3 otwór jaskini, 4 antropogeniczne elementy na trasie (schody, murki), 5 stanowiska dokumentacyjne (profile i przekroje), 6 stanowiska edukacyjne trasy turystycznej, 7 miejsca pobrania próbek do datowa, 8 miejsca wykonania fotografii pokazanych na ry. B, C. D

68 66 Referaty wprowadzaj ce W ród utworów kenozoicznych (g ównie czwartorz dowych) wyst puj cych w badanym ci gu jaskiniowym wyró niono nast puj ce typy (Urban i in., 2011a, b): A. Nacieki kalcytowe wyst puj ce na cianach jaski, lokalnie na ich namuliskowym dnie oraz, jako okruchy, w osadach namuliskowych. Datowania metod uranowo-torow wskazuj na wiek polew naciekowych na cianach starszy ni 350 tys. lat, by mo e starszy ni 1,2 mln lat (stan równowagi promieniotwórczej pomi dzy 234 U i 238 U w granicach b dów pomiarowych), za szczotek krystalicznych (powsta ych w zbiorniku wodnym) starszy ni 226 tys. lat. Natomiast poziome polewy pokrywaj ce w przesz o ci namulisko maj wiek tys. lat (tab. 1, fig. 4 i 6A,C), czyli pochodz najpewniej z okresów interglacjalnych kompleksu rodkowopolskiego. B. Zlityfikowane wype nienia zwi z e ska y w glanowe nie b d ce naciekami, które wyst puj stosunkowo rzadko. W ród nich wyró ni mo na brekcje zbudowane z fragmentów wapieni dewo skich oraz margle. Margle zachowane w szczelinie tzw. Lewego Korytarza, w s siedztwie jeziornej inkrustacji kalcytowej datowanej na ponad 226 tys. lat, zawieraj ko ci nietoperzy (tab. 1, fig. 4 i 6A,B), w tym z by nocka Bechsteina i nocka ydkow osego, a tak e z by zbli one do kopalnych gatunków gacków Plecotus oraz nocka ydkow osego (Myotis dasycneme), lecz delikatniejsze i ró ni ce si szeregiem drobnych szczegó ów budowy. Na podstawie tych obserwacji trudno jednoznacznie okre li wiek ko ci, mo na go jedynie wyznaczy wst pnie na wczesny plejstocen. C. Br zowe lub czerwono-br zowe i y, i y pylaste lub piaszczysto-pylaste niekiedy z domieszk gruzu wapiennego i/lub kalcytowego (fig. 6C). Utwory te s zbudowane g ównie z materia u powsta ego w wyniku wietrzenia wapieni w warunkach klimatu ciep ego w neogenie (tzw. terra rosa) oraz jednocze nie wietrzenia utworów ilasto-piaszczystych triasowego nadk adu wapieni (Urban i in., 2011a). Obecne w namuliskach ilastych ko ci nietoperzy sugeruj, i transport tego materia u do kana ów krasowych (w miejsce ich obecnej depozycji) mia miejsce nie wcze niej ni w pó nym plejstocenie. D. Py y oraz py y ilaste o barwie be owej, be owo-czerwonej, niekiedy z domieszk drobnoziarnistej frakcji piaszczystej (fig. 6C). Osady te zawieraj g ównie materia pochodz cy z lessów plejstoce skich i przyniesiony w pó nym plejstocenie lub na pocz tku holocenu do kana ów krasowych z powierzchni. Lokalnie równie zawieraj ko ci nietoperzy. E. Rumosz zawaliskowy, powsta y w rezultacie grawitacyjnego osypywania si do pustek podziemnych materia u z wyst puj cej powy ej nich serii upkowo-wapiennej famenu. Osad ten przykrywa i y (C) i py y (D), co wskazuje na jego m odszy wiek. Procesy zawalania mog y zachodzi w ko cu plejstocenu oraz w wilgotniejszych okresach holocenu. Takie wyst powanie rumoszu w systemie jaskiniowym jest zupe nie inne ni w sekwencjach osadów jaski Wy yny Krakowsko-Cz stochowskiej, gdzie rumosze wyst puj w pod o u utworów lessopodobnych i zwi zane s genetycznie ze zmianami klimatu (Krajcarz i in. 2014a). Wynika ono jednak ze specyfiki litologicznej ska otoczenia jaskini, dok adnie z wyst powania w stropie serii marglisto-wapiennej oraz rozwoju kana ów krasowych ku górze i tylko po rednio mo e by warunkowane klimatycznie. Szcz tki nietoperzy wyst puj ce w osadach ilastych (C) i pylastych (D), wyj tkowo (na wtórnym z o u) w rumoszu (E), reprezentowane by y najcz ciej przez nienadaj ce si do szczegó owych oznacze taksonomicznych ko ci d ugie, rzadziej przez oznaczalne z by. Reprezentuj one gatunki spotykane wspó cze nie na terenie Polski. W osadach dominuj szcz tki nocka Bechsteina (Myotis bechsteinii) oraz gacka brunatnego (Plecotus auritus). Ponadto zidentyfikowano nocka Natterera (Myotis nattererii), nocka w satka (Myotis mystacinus), nocka Brandta (Myotis brandtii), nocka ydkow osego (M. dasycneme) oraz nocka rudego (M. daubentonii). Taki sk ad gatunkowy i struktura fauny jest typowy dla osadów pochodz cych z pó nego plejstocenu oraz wczesnego holocenu Polski. Obecno gatunków, które w Polsce pojawi y si dopiero w pó nym plejstocenie, jak nocek rudy lub zwi kszy y swój udzia

69 Referaty wprowadzaj ce 67 w tanatocenozach dopiero w holocenie a wcze niej notowano jedynie pojedyncze egzemplarze (M. daubentonii, M. brandtii, M. mystacinus), równie potwierdza t hipotez. Za okre leniem wieku badanych szcz tków na pó ny plejstocen/holocen przemawia równie bia y lub jasno ó ty kolor wi kszo ci ko ci z badanych próbek z osadów Kadzielni. Niektóre próby maj jednak mieszany sk ad zawieraj c równie starszy materia kostny o zabarwieniu brunatnym lub czarnym. W tych w a nie próbkach stwierdzono kopalne gatunki lub podgatunki nietoperzy tj. M. cf. bechsteinii robustus oraz P. cf. abeli, które mog pochodzi nawet z wczesnego plejstocenu (Urban i in., 2011a, b). W pó noplejstoce sko-holoce skim materiale kostnym z Kadzielni dominuj gatunki zwi zane ze rodowiskiem le nym, w szczególno ci nocek Bechsteina (ok. 25% szcz tków). Zaznacza si te udzia gatunków zwi zanych ze rodowiskiem wodnym, takich jak nocek ydkow osy (Myotis dasycneme) oraz nocek rudy (M. daubentonii), co wskazuje na istnienie w otoczeniu jaskini stoj cych lub wolno p yn cych zbiorników wodnych. Przemawia za tym równie znalezienie w namulisku Kadzielni licznych szcz tków nocka w satka (Myotis mystacinus) oraz nocka Brandta (Myotis brandtii), których udzia w tanatocenozach wzrasta wraz z och odzeniem i zwi kszeniem wilgotno ci klimatu (Urban i in., 2011a, b). Próbki pobrane w czasie wykonywania prac zosta y zdeponowane w magazynie Geoparku Kielce, który z ramienia miasta Kielce jest zarz dc Podziemnej Trasy Turystycznej. Natomiast zachowane na tej Trasie profile osadów namuliskowych, w tym wczesnoplejstoce skich margli ze szcz tkami nietoperzy s przedmiotem prezentacji podczas zwiedzania Trasy (Urban i in., 2011b). Chelosiowa Jama-Jaskinia Jaworznicka Chelosiowa Jama-Jaskinia Jaworznicka to najd u szy system jaskiniowy regionu wi tokrzyskiego i jeden z d u szych systemów w Polsce o cznej d ugo ci 3670 m i deniwelacji (liczonej do zwierciad a wód podziemnych) 61 m (Urban, 1996). System ten ma kszta t labiryntowy i rozwini ty jest generalnie poziomo w dwu pi trach wysoko ciowych powi zanych pochy ymi i pionowymi kana ami krasowymi (fig. 7A). Taki kszta t jaskini wynika z rozwoju systemu krasowego w strefie mieszania si wód pochodz cych z ró nych o rodków skalnych i maj cych ró ny sk ad chemiczny. Jej po o enie hipsometryczne w stosunku do wczesnoplejstoce skiej rze by (fig. 7B) wskazuje, e system krasowy powsta przed czwartorz dem, najprawdopodobniej w neogenie, by jednak zalewany i móg by przemywany w okresach plejstoce skich zlodowace (Urban, Rzonca, 2009; Urban, 2013). W ramach dokumentacji i bada jaskini w latach 90. XX wieku, wykonano datowania uranowo-torowe, analizy izotopów sta ych i badania petrograficzne nacieków oraz innych form kalcytowych wyst puj cych w jaskini. Starsze generacje nacieków, nosz ce niekiedy lady skorodowania, reprezentowane s przez grube polewy kalcytowe i odpowiadaj ce im stalagmity, rzadziej stalaktyty (bo te zosta y grawitacyjnie oberwane). Ich wiek zosta oszacowany generalnie na tys. lat. Powsta y wi c one najprawdopodobniej podczas interglacja ów kompleksu rodkowopolskiego. Najm odsza generacja klasycznych nacieków, reprezentowana przez niewielkie, mlecznobia e stalaktyty oraz heliktyty jest datowana na holocen (tab. 1, fig. 4 i 7C). Najciekawsz grup wtórnych form kalcytowych stanowi jednak krystaliczne agregaty kalcytowe o wielko ci od cz ci milimetra (tzw. kaszka kalcytowa, fig. 7D) do kilku centymetrów (tzw. ró e kalcytowe), które tworz lu ne nagromadzenia na sp gu oraz s abiej nachylonych cianach jaskini. Obserwacje wyst powania i kszta tu tych agregatów, w literaturze wiatowej nazywanych CCC (cryogenic calcite crystals), ich datowanie na wczesny i rodkowy plenivistulian, ale nie na okres pessimum klimatycznego (tab. 1, fig. 4) oraz analiza sk adu izotopów sta ych wskazuj, e powsta y one w rezultacie wielokrotnego zamra ania i rozmra ania wód wype niaj cych jaskini, czyli oscylacji zasi gu wieloletniej zmarzliny. Po ukazaniu si artyku u wyja niaj cego genez tych agregatów w Chelosiowej Jamie-Jaskini Jaworznickiej i dwu

70 68 Referaty wprowadzaj ce innych jaskiniach rodkowej Europy (Žák i in., 2004) podobne formy zosta y odkryte w wielu jaskiniach wiata, za badania ich wieku, wykszta cenia oraz sk adu izotopowego s u do oceny wyst powania wieloletniej zmarzliny w masywach krasowych podczas ostatniego okresu glacjalnego (np. Lacelle i in., 2006; Richter i in., 2010; Žák i in., 2012, 2017). Fig. 7. System Chelosiowa Jama-Jaskinia Jaworznicka: A uproszczony plan systemu z miejscami pobrania próbek na analizy uranowo-torowe (plan za Guba a, Kasza w Urban 1996); B po o enie systemu na tle morfologii i geologii obszaru (wg Urban, Rzonca 2009); C zawieszony na cianie stalagmit datowany metod uranowo-torow (próbki Chel 1, 2), zawieszenie stalagmitu oznacza, e namulisko na którym powsta zosta o wymyte (fot. J. Urban). D agregaty krystaliczne kalcytu CCC (kaszka kalcytowa) o wielko ci do 10 mm (fot. P. Suchanek). Obja nienia oznacze : 1 miejsce pobrania próbek zaprezentowanych w tab. 1 i na fig. 3; 2 sztuczny (w cianie kamienio omu) otwór jaskini; 3 czwartorz dowe wype nienie przedplejstoce skiej doliny, 4 permskotriasowe zlepie ce, piaskowce i heterolity, 5 dewo skie wapienie, 6 dolnopaleozoiczne i dolnodewo skie ska y silikoklastycznoilaste; 7 uskok, 8 otwór dokumentuj cy przedczwartorze dow dolin, 9 pionowy zasi g pustek systemu jaskiniowego (nabrzmienie oznacza rozleg e pustki rozwini te poziomo) W ten sposób nast pne poza Kozim Grzbietem wi tokrzyskie stanowisko krasowe sta o si punktem bazowym dla rozwoju nowego kierunku bada paleoklimatycznych. Obecnie jednak w samej jaskini nie s prowadzone badania naukowe. Jaskinia wraz z otoczeniem jest od 1997 r. chroniona w rezerwacie przyrody nieo ywionej Chelosiowa Jama (Wróblewski, 2000). Sitkówka-Ja wica (kopalnia aguny) Oko o 1935 r. w po udniowej cz ci kamienio omu wapieni dewo skich we wsi Sitkówka (obecnie kamienio om wykorzystywany jest jako osadnik szlamów odprowadzanych z Zak adów Przemys u Wapienniczego Trzuskawica S.A), w jego cianie pó nocnej natrafiono na lej krasowy wype niony blokami ska miejscowych oraz pó nocnych (eratyków), zalegaj cymi na i ach zwietrzelinowych. Przestrze pomi dzy blokami by a wype niona piaskami oraz piaskami gliniastymi, w których na g boko ci 8-10 m znaleziono szcz tki kr gowców: nied wiedzia jaskiniowego, jeleniowatych, drapie nych, gryzoni oraz ptaków a tak e od amki w gla drzewnego a nadto krzemienie sprawiaj ce wra enie prymitywnych narz dzi, wreszcie ko ci upane (Czarnocki, 1935). Zdaniem Czarnockiego (1935), materia czwartorz dowy pochodzi z rozmycia moreny z okresu zlodowace po udniowopolskich i zapewne zosta przyniesiony do leja krasowego podczas okresu interglacjalnego, za ko ci nosz lady obtoczenia i s najpewniej redeponowane razem z nim. Ze zbioru ponad 90 okazów kostnych zebranych w Sitkówce przez Czarnockiego i znajduj cych si w kolekcji Muzeum Geologicznego Pa stwowego Instytutu Geologicznego-PIB, opracowano 44 okazy. Reprezentuj one ko ci nieparzystokopytnych: konia i nosoro ca, parzystokopytnych: osia, renifera oraz drapie nych: nied wiedzia, hieny jaskiniowej i borsuka. Obecno gatunku Cervalces latifrons, pozwala przypuszcza, e przynajmniej cz

71 Referaty wprowadzaj ce 69 materia u reprezentuje rodkowy plejstocen, za cz mo e by m odsza, vistulia ska (Woroncowa-Marcinowska i in., 2017). Stanowisko opisane przez Czarnockiego nie istnia o ju w po owie XX wieku (Kota ski, 1959). Pó niej dokumentowano w nim formy krasowe wype nione osadami neoge skimi: glinami i piaskami z wk adkami wirów, pozbawionymi szcz tków kostnych (Urban, 2013; Woroncowa- Marcinowska i in., 2017). Inne stanowiska W ród setek kopalnych lejów i kana ów krasowych badanych w ramach inwentaryzacji w ko cu XX wieku jedynie w kilkunastu stwierdzono ewidentne wyst powanie utworów czwartorz dowych. Oprócz opisanych wy ej, do najciekawszych stanowisk wype nionych utworami wieku plejstoce skiego nale : kopalna dolina krasowa w czynnym kamienio omie dolomitów dewo skich Ska a ko o Wa niowa oraz dolina lub lej w pó nocnej cianie nieczynnego kamienio omu Zgórsko oko o Sitkówki-Nowin (Urban, 2002, 2013). Ta pierwsza dolina wype niona by a sekwencj osadów piaszczystych, w obr bie której mo na by o prze ledzi zmian obtoczenia i sk adu mineralnego ziarn zwi zan zapewne ze zmian róde i sposobu alimentacji warunkowanymi ewolucj klimatu na pocz tku plejstocenu. Z kolei pylaste (z wk adkami drobnego piasku) wype nienie zag bienia w drugim stanowisku nawi zuje do plejstoce skiej sedymentacji lessowej. Datowania uranowo-torowe nacieków kalcytowych w Jaskini Zbójeckiej w agowie oraz Jaskini w Marzyszu nie doprowadzi y do okre lenia czasu ich powstania, dokumentuj c jedynie ich wiek starszy ni 350 tys. lat (tab. 1, fig. 3), cho prawdopodobnie m odszy ni 1,2 mln lat. Przedmiotem bada w Jaskini Zbójeckiej w agowie by o ponadto stanowisko fauny holoce skiej oraz wczesno redniowieczne stanowisko archeologiczne (Ochman, 2003; Hadamik, 2004). Równie datowania nacieków kalcytowych w kopalnych formach krasowych badanych w kamienio omach wapieni dewo skich w Szczukowskich Górkach oraz Józefka w Górnie potwierdzi y jedynie ich wiek jako starszy ni 350 tys. lat i prawdopodobnie m odszy ni 1,2 mln lat. Jedynie w szczelinie krasowej w dewo skich dolomitach kamienio omu Laskowa w Kostom otach uda o si okre li wiek m odszej generacji kalcytu na tys. lat (tab. 1). Badania sk adu prze roczystych minera ów ci kich w piaszczystych i piaszczysto- wirowych wype nieniach lejów krasowych w czynnych kamienio omach dewo skich ska w glanowych Winna i Komorniki ko o agowa wykaza y zdecydowan przewag minera ów stabilnych chemicznie i mechanicznie ( rednio 83,2%), za w ród minera ów niestabilnych ( rednio 15,6%) znaczny udzia amfiboli. Takim sk adem mineralnym osady te odró niaj si zdecydowanie od wi tokrzyskich utworów czwartorz dowych zawieraj cych domieszki materia u glacjalnego (Ludwikowska-K dzia, 2013). Obecno amfiboli przy braku innych minera ów niestabilnych zbli a zespo y mineralne obu lejów do sk adu preglacjalnych, pomioce skich osadów opisywanych przez Mycielsk -Dowgia o (1978) z po udniowozachodnich peryferii regionu wi tokrzyskiego. W profilach wype nie dwu lejów krasowych wykszta conych w wapieniach górnojurajskich pó nocnego obrze enia Gór wi tokrzyskich w okolicach Mirówka oraz Maziarzach ko o I y wyst puj utwory czwartorz dowe, które jednak w porównaniu do mi szo ci utworów starszych, g ównie neoge skich stanowi niewielk, najwy sz cz tych wype nie (Barcicki i in., 1991, 1996). Dyskusja i podsumowanie wi tokrzyskie systemy krasowe powsta y w neogenie (mo e te w paleogenie) i zosta y przynajmniej cz ciowo wype nione osadami przed okresem zlodowace plejstoce skich i dop ywem zwi zanego z nimi materia u detrytycznego, co dokumentowane jest charakterem tych (wype niaj cych) osadów (Urban, 2002, 2013). St d generalnie ilo stanowisk, w których

72 70 Referaty wprowadzaj ce zachowa y si osady plejstoce skie jest niewielka. W konsekwencji wczesny, przedglacjalny plejstocen dokumentowany jest jedynie w dwu zbadanych stanowiskach na Kadzielni (Kadzielnia 1 i 2) i w kopalnej dolinie krasowej w kamienio omie Ska y (by mo e wyst puje równie w Winnej i Komornikach). Stanowisko Kadzielnia 1 nale y jednak uzna za bardzo wa ne ze wzgl du na bogactwo zbiorowiska faunistycznego, które dobrze charakteryzuje warunki rodowiska. W okresach zlodowace, w tym tak e w warunkach peryglacjalnych, podziemne, zw aszcza g bsze, systemy krasowe by y wype niane wod i niekiedy przemywane, oczyszczane z osadów. Efektem tego s wspó czesne wi tokrzyskie jaskinie krasowe. wiadectwem przemywania tych jaski w starszych okresach glacjalnych s nacieki datowane na okres rodkowopolskiego kompleksu glacjalnego, cho tworz ce si zapewne w okresach interglacjalnych (MIS 7, MIS 9) (tab. 1, fig. 4), których obecno dokumentuje brak osadów wype niaj cych jaskinie w tym czasie. Starsze nacieki, których powstanie wykracza poza zasi g datowa, mog y te powstawa w neogenie. Wyj tkowym stanowiskiem zarówno ze wzgl du na unikatowy w regionie, rodkowoplejstoce ski wiek, jak i znaczenie naukowe w skali ca ej Polski jest Kozi Grzbiet ze swoim bardzo bogatym inwentarzem faunistycznym dokumentuj cych jeden z interglacja ów kompleksu po udniowopolskiego. Najlepszym reprezentantem stanowisk z zapisem pó nego plejstocenu jest sekwencja litostratygraficzna jaskini Raj reprezentuj ca okres ostatniego zlodowacenia, by mo e tak e ostatni interglacja. Jest ona dobrym odniesieniem dla sekwencji namulisk jaskiniowych pó nego plejstocenu opisanych w jaskiniach Wy yny Krakowsko-Cz stochowskiej. W profilach z jaskini Raj oraz tamtych jaski, np. jaskini Bi nik (Krajcarz i in., 2014a, czy Jaskini Nietoperzowej (Madeyska-Niklewska, 1969), obserwuje si podobne nast pstwo ogniw litologicznych, np. osadów piaszczystych i facji aluwialnych pod osadami reprezentuj cymi less górny m odszy ze stadia u g ównego tego zlodowacenia. Warstwa osadów lessopodobnych, obecna w stanowisku Raj, reprezentowana jest do powszechnie w jaskiniach Wy yny Krakowsko-Cz stochowskiej (Krajcarz i in., 2014b). Chocia osady lessopodobne wyst puj tak e w namuliskach Podziemnej Trasy Turystycznej na Kadzielni ( Kadzielnia 2 ), to porównania litostratygraficzne ze stanowiskami na Wy ynie s znacznie trudniejsze, bo namuliska na Kadzielni reprezentuj osady g bokiej, s abo powi zanej z powierzchni cz ci systemu jaskiniowego. Równie gruzowe osady tych namulisk nie mog by wi zane w prosty sposób z warunkami klimatycznymi, lecz ze specyfik litologiczn ska otoczenia jaskini. atwiejsze s porównania rodowiskowoklimatyczne oparte na interpretacjach sk adu gatunkowego i proporcji poszczególnych gatunków nietoperzy z tego stanowiska. Sk ad ten zbli ony jest do zbiorowisk znanych ze stanowisk z Wy yny Krakowsko-Cz stochowskiej jak np. warstwa A i A z Jaskini Komarowej (Nadachowski i in., 2009) i wskazuje na mieszany, pó noplejstoce sko-holoce ski wiek szcz tków (Urban i in., 2011b). Zupe nie natomiast brak polskich analogii do pó noplejstoce skich kalcytów kriogenicznych (CCC) z Chelosiowej Jamy-Jaskini Jaworznickiej. Inwentarz dokumentuj cych plejstocen stanowisk wi tokrzyskich jest skromny w stosunku do liczby takich stanowisk na terenie Wy yny Krakowsko-Wielu skiej i cechuje si wi kszymi lukami czasowymi, gdy s abo zaznaczaj si w nim okresy ostatniego interglacja u oraz kompleksu rodkowopolskiego, reprezentowane jedynie przez datowane nacieki jaskiniowe. Wynika to mo e z innego stopnia pokrycia l dolodem obu tych regionów. Zdaniem Lewandowskiego (1911) Wy yna nie zosta a nim nigdy pokryta, podczas gdy w glanowe tereny regionu wi tokrzyskiego by y pokrywane przez jeden lub dwa l dolody zlodowace kompleksu po udniowopolskiego (Lindner, 2004). Ten fakt zapewne decydowa o ich odmiennej ewolucji morfologicznej i hydrologicznej, w konsekwencji za innym stopniu oczyszczenia i wype nienia systemów krasowych oraz innej ich wspó cze nie dost pno ci (w regionie wi tokrzyskim znanych jest obecnie oko o 150 jaski, na Wy ynie za ponad 2000). W konsekwencji dokumentowanie nowych jaskiniowych stanowisk w regionie wi tokrzyskim nie b dzie si

73 Referaty wprowadzaj ce 71 sprowadza o do studiów namulisk w kolejnych jaskiniach, jak to dzieje si na Wy ynie Krakowsko-Cz stochowskiej, wymaga za faktycznego ich odkrywania. Mimo niewielkiej ilo ci stanowisk, studia wi tokrzyskich stanowisk krasowych odegra y bardzo istotn rol w badaniach plejstocenu Polski. Najwa niejsze w tym wzgl dzie by y badania stanowiska Kozi Grzbiet, które zdeterminowa y zupe nie nowe spojrzenia na klimatostratygrafi i klasyfikacj glacja ów plejstoce skich. Podobnie, wyja nienie genezy kriogenicznych kalcytów z Chelosiowej Jamy-Jaskini Jaworznickiej zapocz tkowa o nowy kierunek bada paleo rodowiskowych okresu ostatniego glacja u. Nie maj ce tak precedensowego kontekstu studia stanowiska Kadzielnia 1 oraz namulisk jaskini Raj w czasie publikacji wyników wnios y jednak wa ny wk ad w rozwój wiedzy o rodowisku wczesnego oraz pó nego plejstocenu. Podzi kowania: Autorzy pragn wyrazi podzi kowania pani prof. dr hab. Teresie Madeyskiej z Instytutu Nauk Geologicznych PAN w Warszawie oraz panu prof. dr hab. Leszkowi Lindnerowi z Uniwersytetu Warszawskiego za zgod na wykorzystanie ich autorskich materia ów (rycin) w naszym artykule. Dzi kujemy równie pani dr. Magdalenie Sudo z Uniwersytetu im. M. Kopernika w Toruniu oraz panu prof. dr hab. Adamowi Nadachowskiemu z Instytutu Systematyki i Ewolucji Zwierz t PAN w Krakowie za konsultacje podczas przygotowywania tego artyku u. Literatura BARCICKI M., CICHOSZ-KOSTECKA A., GO DZIK J., MYCIELSKA-DOWGIA O E., PRÓSZY SKA-BARDAS H., Wiek i geneza osadów leja krasowego w Mirówku w wietle bada sedymentologicznych. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorz dowych, t. 1. (Kostrzewski A. red.): Wydawnictwo Uniwersytetu A. Mickiewicza, Pozna. BARCICKI M., CICHOSZ-KOSTECKA A., KWAPISZ B., MYCIELSKA-DOWGIA O E., SKAWI SKA-WIESER K., Rozwój leja krasowego w Maziarzach ko o I y w trzeciorz dzie i czwartorz dzie. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorz dowych, t. 2. (Kostrzewski A. red.): Wydawnictwo Uniwersytetu A. Mickiewicza, Pozna : BER A., LINDNER L., MARKS A., Propozycja podzia u stratygraficznego czwartorz du Polski. Przegl d Geologiczny 55, 2: BLACK C. C., KOWALSKI K., The Pliocene and Pleistocene Sciuridae (Mammalia, Rodentia) from Poland. Acta Zoologica Cracoviensia 19, 19: BOCHE SKI Z., Ptaki m odszego czwartorz du Polski. Pa stwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa-Kraków, ss BOCHE SKI Z., Middle Pleistocene remains of birds from Kozi Grzbiet in the wi tokrzyskie Mts. (Holy Cross Mts. Central Poland). Acta Zoologica Cracoviensia 27, 10: BOCHE SKI Z., Ptaki Aves. W: Historia i ewolucja l dowej fauny Polski. Folia Quaternaria 59-60: CI KOWSKI W. (red.), Jaskinia Nied wiedzia w Kletnie. 40 lat eksploracji, bada, ochrony i turystyki. Naukowy Komitet Opieku czy, Wroc aw-kletno, ss CYREK K., SOCHA P., STEFANIAK K., MADEYSKA T., MIROS AW-GRABOWSKA J., SUDO M., CZY EWSKI., Palaeolithic of Bi nik Cave (Southern Poland) within the environmental background. Quaternary International 220, 1-2: CZARNOCKI J., Mniej znane zabytki geologiczne Gór wi tokrzyskich. Ochrona Przyrody 12: CZARNOCKI J., O znalezieniu ko ci ssaków dyluwialnych w kopalni Sitkówka pod Ch cinami. Posiedzenia Naukowe PIG 42: CZARNOCKI J., Przewodnik 20 Zjazdu PTG w Górach wi tokrzyskich. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 17 (1947): CZY EWSKA T., Parzystokopytne Artiodactyla. W: Historia i ewolucja l dowej fauny Polski (red. Kowalski K.),. Folia Quaternaria 59-60: DOBROWOLSKI R., Glacjalna i peryglacjalna transformacja rze by krasowej pó nocnego przedpola wy yn lubelsko-wo y skich (Polska SE, Ukraina NW). Wydawnictwa Uniwersytetu M. Curie-Sk odowskiej. Lublin, ss. 184.

74 72 Referaty wprowadzaj ce DOBROWOLSKI R., MROCZEK P., Clay cortex in epikarst forms as an indicator of age and morphogenesis case studies from Lublin Volhynia chalkland (East Poland, West Ukraine. Geomorphology 247: FAHLBUSCH V., Pliozäne und Pleistozäne Cricetinae (Rodentia, Mammalia) aus Polen. Acta Zoologica Polonica 14, 5: G SIOROWSKI M., HERCMAN H., SOCHA P., Isotopic analysis (C, N) and species composition of rodent assemblage as a tool for reconstruction of climate and environment evolution during Late Quaternary: A case study from Bi nik Cave (Cz stochowa Upland, Poland). Quaternary International : G AZEK J., Znaczenie zjawisk krasowych dla rekonstrukcji paleogeograficznych i paleotektonicznych. Przegl d Geologiczny 10: G AZEK J., Paleokarst of Poland. W: Paleokarst (red. Bosak P., Ford D.,C., G azek J., Hora ek I.): Academia, Praha. G AZEK J., KOWALSKI K., LINDNER L., M YNARSKI M., STWORZEWICZ E., WYSOCZA SKI- MINKOWICZ T., 1977a. Kozi Grzbiet. Podzia stratygraficzny starszej cz ci zlodowacenia krakowskiego (Mindel) w oparciu o badania stanowiska fauny kopalnej typu kromerskiego. W: Przewodnik sympozjum terenowego Czwartorz d zachodniej cz ci regionu wi tokrzyskiego, Warszawa-Kielce (LINDNER L., MICHALSKA Z. (red.): Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. G AZEK J., LINDNER L., WYSOCZA SKI-MINKOWICZ T., Interglacial Mindel I/Mindel II in fossil-bearing karst at Kozi Grzbiet in the Holy Cross Mts. Acta Geologica Polonica 26, 3: G AZEK J., LINDNER L., WYSOCZA SKI-MINKOWICZ T., 1977b. Geologiczna interpretacja stanowiska fauny staroplejstoce skiej Kozi Grzbiet w Górach wi tokrzyskich. Kras i Speleologia 1 (10): GOZHIK, P., LINDNER, L., MARKS, L., Late Early and early Middle Pleistocene limits of Scandinavian glaciations in Poland and Ukraine. Quaternary International 271: GRADZI SKI M., HERCMAN H., KICI SKA D., BARCZYK G., BELLA P. HOLÚBEK P., Kras tatrza ski rozwój wiedzy w ostatnich trzydziestu latach. Przegl d Geologiczny 57, 8: GRADZI SKI M., HERCMAN H., KICI SKA D., PURA D., URBAN J., Ascending speleogenesis of Sokola Hill: a step towards a speleogenetic model of the Polish Jura. Acta Geologica Polonica 61, 4: GRADZI SKI R., WÓJCIK Z., O krasie kopalnym w Polsce. Prace Muzeum Ziemi, 9: HADAMIK C., Pradzieje i redniowiecze gminy agów w wietle dotychczasowych bada archeologicznych. W: Dzieje i zabytki ma ych ojczyzn. Gmina agów (MIROWSKI R. red.): Kielce. KACZANOWSKA M., Stanowisko paleolityczne w jaskini Raj. W: Badania i udost pnienie jaskini Raj (Rubinowski Z. red.): Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. KOTA SKI Z., 1959., Przewodnik Geologiczny po Górach wi tokrzyskich, t. 1. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss KOWALSKI K., Jaskinie Gór wi tokrzyskich. W: Jaskinie Polski, t. 3: Wydawnictwo Pa stwowego Muzeum Archeologicznego, Warszawa. KOWALSKI K., An Early Pleistocene fauna of small mammals from the Kadzielnia Hill in Kielce. Acta Palaeontologica Polonica 3, 1: KOWALSKI K., The Pliocene and Pleistocene Gliridae (Mammalia, Rodentia) from Poland. Acta Zoologica Cracoviensia, 8, 14: KOWALSKI K., Fossil fauna. W: Studies on Raj cave near Kielce (Poland) and its deposits. Folia Quaternaria, 41: KOWALSKI K., 1974a. Szcz tki zwierz ce w osadach jaskini Raj. W: Badania i udost pnienie jaskini Raj (red. RUBINOWSKI Z.): Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. KOWALSKI K., 1974b. Fauna archeologicznych stanowisk jaskiniowych w Polsce. Przegl d Zoologiczny 18, 1: KOWALSKI K., KOZ OWSKI J., MADEYSKA T., Notes on chronology and palaeoecology. W: Studies on Raj cave near Kielce (Poland) and its deposits. Folia Quaternaria 41: KOZ OWSKI J., Archeological materials. W: Studies on Raj cave near Kielce (Poland) and its deposits. Folia Quaternaria 41:

75 Referaty wprowadzaj ce 73 KOZ OWSKI J., rodkowy paleolit w jaskini Raj: Szarentien czy Taubachien? W: Badanie i udost pnienie jaskini Raj (Rubinowski Z. red.): Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. KOZ OWSKI S., Stan prawny ochrony jaskini Raj. W: Badanie i udost pnienie jaskini Raj (Rubinowski Z. red.): Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. KRAJCARZ M.T., KRAJCARZ M., The 200,000 year long record of stable isotopes ( 18 O, 13 C) of cave bear (Ursus spelaeus) teeth from Bi nik Cave, Poland. Quaternary International : KRAJCARZ M.T., BOSÁK P., SLECHTA S., PRUNER P., KOMAR M., DRESLER J., MADEYSKA T., 2014a. Sediments of the Bi nik Cave (Poland): lithology and stratigraphy of the Middle Palaeolithic site. Quaternary International : KRAJCARZ M.T, CYREK K., KRAJCARZ M., MROCZEK P., SUDO M., SZYMANEK M., TOMEK T., MADEYSKA T., 2014b. Loess in a cave: Lithostratigraphic and correlative value of loess and loess-like layers in caves from the Kraków-Cz stochowa Upland (Poland). Quaternary International 399: KRAJCARZ M.T., KRAJCARZ M., 2014.The 200,000 year long record of stable isotopes ( 18 O, 13 C) of cave bear (Ursus spelaeus) teeth from Bi nik Cave, Poland. Quaternary International : LACELLE D., LAURIOL B., CLARK I.D., Effect of chemical composition of water on the oxygen- 18 and carbon-13 signature preserved in cryogenic carbonates. Arctic Canada: implications in paleoclimatic studies. Chemical Geology 234: LEWANDOWSKI J., Jurajska oaza ródl dowa w wietle bada ostatniego pó wiecza. Przegl d Geologiczny 59, 11: LINDNER L., Eoplejstocen region wi tokrzyski. Mezoplejstocen region wi tokrzyski. W: Budowa geologiczna Polski, t. 1, Stratygrafia cz. 3b. Kenozoik. Czwartorz d: 65-73, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. LINDNER L., Problemy korelacji g ównych jednostek stratygraficznych czwartorz du rodkowozachodniej Europy. Przegl d Geologiczny 39, 5-6: LINDNER L., Zarys stratygrafii plejstocenu regionu wi tokrzyskiego. W: Czwartorz d obszaru Polski na tle struktur starszego pod o a (So tysik R. red.),. Prace Instytutu Geografii Akademii wi tokrzyskiej w Kielcach 13: 7-31.Kielce. LINDNER L., BRAUN J.J., Stratygrafia czwartorz du i rozwój geomorfologiczny doliny Bobrzyczki w rejonie jaskini Raj. W: Badania i udost pnienie jaskini Raj (Rubinowski Z. red.) : Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. LINDNER L., MARCINIAK B., Propozycja interglacjalnych stanowisk stratotypowych dla rodkowego plejstocenu Polski. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 428: LINDNER L., MARKS L., Pleistocene stratigraphy of Poland and its correlation with stratotype sections in the Volhynian Upland (Ukraine). Geochronometria 31: LINDNER L., MARKS L., NITA M., Climatostratigraphy of interglacials in Poland: Middle and Upper Pleistocene lower boundaries from a Polish perspective. Quaternary International 292: LINDNER L. MASTELLA L., SEMIL J., Evolution of the Mid to Late Pleistocene river network in the southeastern part of the Holy Cross Mts. Geological Quarterly 45, 4: LINDNER L., WOJTANOWICZ J., Korelacja schematów stratygraficznych plejstocenu wy yn po udniowej Polski. Przegl d Geologiczny 45, 1: LORENC M., Radiocarbon datings of some Late Pleistocene faunal assemblages in caves in Poland. Acta Zoologica Cracoviensia 49A, 1-2: LORENC M., Rekonstrukcja paleotemperatur vistulianu na podstawie zespo ów kopalnych ptaków. Wyd. Nauk. Uniwersytetu A. Mickiewicza. Pozna, ss LUDWIKOWSKA-K DZIA M., The assemblages of transparent heavy minerals in Quaternary sediments of the Kielce- agów Valley (Holy Cross Mountains, Poland). Geologos 19, 1-2: YCZEWSKA J., Czwartorz d regionu wi tokrzyskiego. W: Stratygrafia kenozoiku Gór wi tokrzyskich i ich obrze enia (red. Czaplicka J..): Instytut Geologiczny, Prace, t. 64, Warszawa. MADEYSKA-NIKLEWSKA T., Górnoplejstoce skie osady jaski Wy yny Krakowskiej. Acta Geologica Polonica 19, 2:

76 74 Referaty wprowadzaj ce MADEYSKA T., A stratigraphical and sedimentological study of the deposits. W: Studies on Raj cave near Kielce (Poland) and its deposits. Folia Quaternaria 41: MADEYSKA T., Litologia i stratygrafia osadów jaskini Raj. W: Badania i udost pnienie jaskini Raj (red. RUBINOWSKI Z.): Wydawnictwa Geologiczne Warszawa. MADEYSKA T., rodowisko cz owieka w rodkowym i górnym paleolicie na ziemiach polskich w wietle bada geologicznych. Studia Geologica Polonica 59: MADEYSKA T., CYREK K., Cave fillings a chronicle of the past. An outline of the Younger Pleistocene cave sediments study in Poland. Acta Geologica Polonica 52: MARGIELEWSKI W., URBAN J., Gravitationally induced non-karst caves: tectonic and morphological constrains, classification, and dating; Polish Flysch Carpathians case study. Geomorphology 296: MARKS L., DZIER EK J., JANISZEWSKI R., KACZOROWSKI J., LINDNER L., MAJECKA A., MAKOS M., SZYMANEK M., TO OCZKO-PASEK A., WORONKO B., Quaternary stratigraphy and palaeogeography of Poland. Acta Geologica Polonica 66, 3: M YNARSKI M., New notes on the amphibian and reptilian fauna of the Polish Pliocene and Pleistocene. Acta Zoologica Cracoviensia 22, 2: M YNARSKI M., SZYNDLAR Z., P azy i gady Amphibia i Reptilia. W: Historia i ewolucja l dowej fauny Polski. Folia Quaternaria 59-60: MYCIELSKA-DOWGIA O E., Rozwój rze by fluwialnej pó nocnej cz ci Kotliny Sandomierskiej w wietle bada sedymentologicznych. Rozprawy Uniwersytetu Warszawskiego 120, ss NADACHOWSKI A., Late Quaternary Rodents of Poland with special reference to morphotype dentition analysis of voles. Pa stwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa-Kraków, ss NADACHOWSKI A., Biharian voles (Arvicolidae, Rodentia, Mammalia) from Kozi Grzbiet (Central Poland). Acta Zoologica Cracoviensia 29, 2: NADACHOWSKI A., Gryzonie Rodentia. W: Historia i ewolucja l dowej fauny Polski. Folia Quaternaria 59-60: NADACHOWSKI A., Lower Pleistocene Rodents of Poland: Faunal Succession and Biostratigraphy. Quartärpaläontologie 8: NADACHOWSKI A., ARSKI M., URBANOWSKI M., WOJTAL P., MI KINA B., LIPECKI G., OCHMAN K., KRAWCZYK M., JAKUBOWSKI G., TOMEK T., Late Pleistocene environment of the Cz stochowa Upland (Poland) reconstructed on the basis of faunistic evidence from archaeological cave sites. Institute of Systematics and Evolution of Animals, Polish Academy of Sciences, Kraków, ss. 112 OCHMAN K., Postglacjalna chiropterofauna z Jaskini Zbójeckiej w agowie (Góry wi tokrzyskie). Materia y 37. Sympozjum Speleologicznego, Wojcieszów (Gradzi ski M., Szelerewicz M. red.): Sekcja Speleologiczna PTP im. Kopernika, Kraków. PRADEL A., Fossil hamsters (Critetinae, Rodentia) from the Pliocene and quaternary of Poland. Acta Zoologica Cracoviensia 31, 6: RICHTER D.K., MEISSNER P., IMMENHAUSER A., SCHULTE U., DORSTEN O., Cryogenic and non-cryogenic pool calcites indicating permafrost and non-permafrost periods: a case study from the Herbstlabyrinth-Advent Cave system (Germany). The Cryosphere 4: RUBINOWSKI Z., Uwagi o wieku krasu kopalnego Kadzielni. Kwartalnik Geologiczny 11, 2: RUBINOWSKI Z., Historia odkrycia, ochrony, bada i udost pnienia jaskini Raj. W: Badanie i udost pnienie jaskini Raj (Rubinowski Z. red.): Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. RZEBIK-KOWALSKA B., Owado erne Insectivora. [W:] K. Kowalski (red.), Historia i ewolucja l dowej fauny Polski. Folia Quaternaria 59-60: RZEBIK-KOWALSKA B., Pliocene and Quaternary Insectivora (Mammalia) of Poland. Acta Zoologica Cracoviensia, 37, 1: SANCHIZ B., SZYNDLAR Z., Pleistocene amphibian fauna from Kozi Grzbiet in the Holy Cross Mts. Acta Geologica Polonica 34, 1-2: SCHULZ H-P., The Susiluola Cave site in western Finland evidence of the northern most Middle Palaeolithic settlement in Europe. W: Middle Palaeolithic human activity and palaeoecology: New discoveries and ideas. Studia Archeologiczne XLI (Burdukiewicz J.M., Wi niewski A. red.): Wroc aw.

77 Referaty wprowadzaj ce 75 STEFANIAK K., Neogene and Quaternary cervidae from Poland. Institute of Systematics and Evolution of Animals, Polish Academy of Sciences. Kraków, ss STEFANIAK K., TYC A., SOCHA P. (red.), Karst of the Cz stochowa Upland and of the Eastern Sudetes. Palaeoenvironments and Protection. Studies of the Faculty of Earth Sciences. University of Silesia, 56. Sosnowiec & Wroc aw, ss STWORZEWICZ E., limaki Gastropoda. W: Historia i ewolucja l dowej fauny Polski. Folia Quaternaria 59-60: SYCH L., Lagomorpha (Mammalia) from the Pliocene and Early Pleistocene of Poland. Folia Quaternaria 51: SZCZYGIE J., Cave development in an uplifting fold-and-thrust belt: case study of the Tatra Mountains, Poland. International Journal of Speleology 44, 3: SZYNDLAR Z., Early Pleistocene reptile fauna from Kozi Grzbiet in the Holy Cross Mts. Acta Geologica Polonica 31, 1-2: URBAN J., Ochrona jaskini Chelosiowa Jama (Góry wi tokrzyskie). Przegl d Geologiczny 42, 3: URBAN J., (red.), Jaskinie regionu wi tokrzyskiego. Polskie Towarzystwo Przyjació Nauk. o Ziemi, Warszawa, ss URBAN J., Obiekty krasu kopalnego trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich postwaryscyjskie czy kenozoiczne? W: Geologia i sozologia w regionie wi tokrzyskim u schy ku XX wieku. X Konferencja Sozologiczna: Polskie Towarzystwo Geologiczne, Pa stwowy Instytut Geologiczny, Kielce. URBAN J., Kras kopalny trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich. Streszczenia Referatów Wyg oszonych w 2001 r. Polskie Towarzystwo Geologiczne, Oddz. w Poznaniu, Uniwersytet A. Mickiewicza, Pozna, 11: URBAN J., Caves and karst sites of Poland as a contribution to geological heritage of Central Europe. Polish Geological Institute Special Papers 13: URBAN J., Prawna i praktyczna ochrona jaski w Polsce. Chro my Przyrod. Ojczyst 62, 1: URBAN J., Zapis l dowych etapów historii geologicznej Gór wi tokrzyskich w osadach i formach krasowych wybrane przyk ady. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 454: URBAN J., GUBA A J., KASZA A., Jaskinie regionu wi tokrzyskiego i ich ochrona. Przegl d Geologiczny 45, 7: URBAN J., KASZA A., Sto lat bada krasowych i eksploracji jaskiniowej w Górach wi tokrzyskich. W: Materia y 40. Sympozjum Speleologicznego, Sitkówka-Nowiny (Szelerewicz M., Urban J. red.): Sekcja Speleologiczna PTP im. Kopernika, Kraków. URBAN J., KASZA A., OCHMAN K., HERCMAN H., 2011a. Kenozoiczny kras Kadzielni. W: Geologia i geomorfologia regionu wi tokrzyskiego (Ludwikowska-K dzia M., Wiatrak M. red.): 9:28. Instytut Geografii Uniwersytetu. J. Kochanowskiego w Kielcach, Kielce. URBAN J., KASZA A., OCHMAN K., MALEC J., 2011b. Jaskinie Kadzielni. Urz d Miasta Kielce Geopark Kielce, Kielce, ss. 93 URBAN J., KICI SKA D., O po ytkach naukowych z obserwacji piasków wype nie krasowych. Materia y 35 Sympozjum Speleologiczbego, Bartkowa : Sekcja Speleologiczna PTP im. M. Kopernika, Kraków. URBAN J., RZONCA B., Karst systems analyzed using borehole logs Devonian carbonates of the wi tokrzyskie (Holy Cross) Mountains, Central Poland. Geomorphology 112: URBAN J., TYC A., KASZA A. LUSARCZYK M., Scientific documentation required during the exploration of caves and technical work carried out in tourist show caves examples from central Poland Geotourism 1-2 (48-49): VALDE-NOWAK P, NADACHOWSKI A., MADEYSKA T. (red.), Ob azowa cave human activity, stratigraphy and palaeoenvironment. Institute of Archeology and Ethnology, Polish Academy of Sciences. Kraków, ss WOLSAN M., 1989a. Zaj czaki Lagomorpha. W: Historia i ewolucja l dowej fauny Polski. Folia Quaternaria 59-60: WOLSAN M., 1989b. Drapie ne Carnivora. W: Historia i ewolucja l dowej fauny Polski. Folia Quaternaria 59-60: WO OSZYN B.W., Pliocene and Pleistocene bats of Poland. Acta Geologica Polonica 32, 3-4:

78 76 Referaty wprowadzaj ce WORONCOWA-MARCINOWSKA T., PAW OWSKA K., ARSKI M., URBAN J., Zespo y plejstoce skiej fauny (zbiory Muzeum Geologicznego PIG-PIB) w uj ciu stratygraficznym, geologicznym i tafonomicznym. Przegl d Geologiczny 65, 1: WÓDKOWSKI A., Fragment jaskini z faun czwartorz dow w okolicach Miedzianki. Speleologia 6: WRÓBLEWSKI T., Ochrona georó norodno ci w regionie wi tokrzyskim. Pa stwowy Instytut Geologiczny. Warszawa, ss. 88. ARSKI M., WINTER H., NADACHOWSKI A., URBANOWSKI M., SOCHA P., KENIG K., MARCINKOWSKI B., KRZEMI SKA E., STEFANIAK K., NOWACZEWSKA W., MARCISZAK A., Stratigraphy and palaeoenvironment of Stajnia Cave (southern Poland) with regard to habitation of the site by Neanderthals. Geological Quarterly 61, 2: ŽÁK K., ONAC B. P., OLGA I. KADEBSKAYA O.I., FILIPPI M., DUBLYANSKY Y., LUETSCHER M., Cryogenic mineral formation in caves. W: Ice caves (Persoiu A., Lauritzen S.E. red.): Elsevier. ŽÁK K, RICHTER D.K., FILIPPI M., ŽIVOR R., DEININGER M., MANGINI A., SCHOLZ D., Coarsely crystalline cryogenic cave carbonate a new archive to estimate the Last Glacial minimum permafrost depth in Central Europe. Climate of the Past 8: ŽÁK K., URBAN J., CILEK V., HERCMAN H., Cryogenic cave calcite from the several Central European caves: age, carbon and oxygen isotopes and genetic model. Chemical Geology 206:

79 STRESZCZENIA REFERATÓW MINERALOGIA I PETROGRAFIA OSADÓW GÓRNEGO NEOGENU PO UDNIOWEJ CZ CI NIZINY MAZOWIECKIEJ MINERALOGIC AND PETROGRAPHIC COMPOSITION OF UPPER NEOGENE DEPOSITS FROM SOUTHERN PART OF THE MAZOVIAN LOWLAND ukasz BUJAK 1, Barbara WORONKO 2, Micha CYGLICKI 2, Pawe BYLINA 1 1 Wydzia Geodezji i Kartografii, Politechnika Warszawska, Warszawa, pl. Politechniki 1, lukasz.bujak@pw.edu.pl, pawel.bylina@pw.edu.pl 2 Wydzia Geologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, ul. wirki i Wigury 93, bworonko@uw.edu.pl, mcyglicki@uw.edu.pl Po udniowa cze Niziny Mazowieckiej jest jednym z nielicznych miejsc po o onych na pó noc od Wy yn rodkowopolskich, gdzie na znacznej powierzchni ods aniaj si osady pochodz ce z okresu pomi dzy akumulacj górnomioce skich i ów formacji pozna skiej, a osadami zwi zanymi z pierwszymi l dolodami skandynawskimi jakie obj y swoim zasi giem rodkow Polsk. Osady te wykszta cone s przewa nie w postaci piasków grubozianistych, cz sto przechodz cych w osady drobno wirowe buduj cych sto ki nap ywowe, akumulowane przez rzeki p yn ce w kierunku pó nocnym. Zbudowane s one w wi kszo ci kwarcu, z domieszk piaskowców, gez, krzemieni oraz rogowców. W ród minera ów ci kich dominuj przewa nie minera y odporne zarówno na wietrzenie fizyczne jak i chemiczne (staurolit, dysten, cyrkon, turmalin, rutyl) oraz granaty. Taki sk ad petrograficzny i mineralny wskazuje na lokalne pochodzenie tych osadów, najprawdopodobniej z Gór wi tokrzyskich oraz ich pó nocnego obrze enia. Podobnych wyników dostarczaj równie obecnie prowadzone badania w okolicach Kozienic. Analiza frakcji wirowej wskazuje i osady te mog y powsta w wyniku niszczenia w glanowych ska jurajskich zawieraj cych ska y krzemiankowe, zlokalizowanych najprawdopodobniej na wschód od Gór wi tokrzyskich. Wskazuj na to okruchy krzemieni i rogowców. Jednak e bardzo du a zawarto w omawianych osadach kwarcu we frakcji grubopiaszczystej i wirowej, powoduje i dok adne zlokalizowanie ich ród a jest do problematyczne, poniewa w obszarze tym brak ska zbudowanych z kwarcu w tej frakcji. Dodatkowych w tpliwo ci dostarcza równie obecno w ród minera ów ci kich cz sto niezniszczonych ziaren minera ów odpornych, a tak e yszczyków co mo e sugerowa na pochodzenie ich ze ska magmowych, których brak w najbli szym s siedztwie. W tpliwo ci co do genezy i kierunku ich transportu dostarczaj równie wyniki analizy uziarnienia. Wykre lone na jej podstawie krzywe cz sto ci maj bowiem charakter polimodalny. Omawiane wyniki wskazywa mog na przynajmniej dwa ród a omawianych osadów znajduj cy si na po udnie od Niziny Mazowieckiej.

80 78 Streszczenia referatów PLEJSTOCE SKIE STRUKTURY PERYGLACJALNE W MOSTACH, K. CH CIN PLEISTOCENE PERIGLACIAL STRUCTURES IN THE MOSTY SITE, NEAR CH CINY (THE HOLY CROSS MOUNTAINS) Krzysztof CABALSKI 1, Jan DZIER EK 1, Sebastian KOWALCZYK 1 1 Wydzia Geologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, ul. wirki i Wigury 93, krzysztof.cabalski@uw.edu.pl, j.dzierzek@uw.edu.pl, s.kowalczyk@uw.edu.pl W Górach wi tokrzyskich zgromadzona zosta a bogata dokumentacja plejstoce skich struktur i osadów peryglacjalnych spotykanych zarówno w ods oni ciach, jak i wierceniach. Flagowym przyk adem peryglacja u Gór wi tokrzyskich s Go oborza (Klatka, 1962; Ja kowski i in., 2002). Opisano tak e liczne pseudmorfozy po klinach lodowych, zaburzenia krioturbacyjne, pokrywy soliflukcyjne, a tak e pakiety osadów i elementy rze by zboczy zwi zanej z procesami peryglacjalnymi (Dylik, 1953; Lindner, 1977; Kowalski, 1978; Ja kowski i in., 2002; Lindner, Bogucki, 2002; So tysik, 2002; Ludwikowska-K dzia, Olszak, 2008, 2009; i wielu innych). Wraz z post pem eksploatacji w wirowni w Mostach na SW od Grzyw Korzeczkowskich (niedaleko Ch cin) mo na obserwowa zmieniaj cy si obraz geologiczny dokumentuj cy osady i struktury peryglacjalne. Bezpo rednio pod powierzchni terenu w NW cianie wirowni wyst puje piasek rednioziarnisty z domieszk wiru o mi szo ci maksymalnej 0,7 m, pierwotnie rzecznej genezy (Lindner, Dzier ek, 2018), bez ladów warstwowania. Zatarcie struktur sedymentacyjnych mo na przypisa przede wszystkim procesom w obr bie warstwy czynnej zmarzliny. O istnieniu wiecznej zmarzliny na tym terenie wiadczy te pseudomorfoza po klinie lodowym, widoczna w górnej cz ci ciany pó nocno-wschodniej. Nie jest to zjawisko wyj tkowe, ale wa ny argument w rozwa aniach paleogeograficznych. Zdecydowanie bardziej interesuj cy i rzadziej spotkany jest kolejny przejaw warunków peryglacjalnych, w postaci kopalnych sp ywów gruzowych. Rozpoznano je na podstawie pilota owych pomiarów GPR oraz analizy wierce i profilu ods oni cia w Mostach (Cabalski i in., 2018; Cabalski i in., w druku). We wspó czesnej rze bie powierzchni sp ywy te manifestuj si w sposób bardzo subtelny, niewielkimi nabrzmieniami powierzchni w odleg o ci 900 m metrów od podnó y Grzyw Korzeczkowskich. W ods oni ciu widoczne s w postaci kilku cienkich warstw, o mi szo ci od 0,5 m do nawet 5 m, przy czym najwi ksz mi szo zaobserwowano w znacznym oddaleniu od stoku. Materia sp ywów to przede wszystkim drobny gruz wapienny (3-5 cm rednicy) z domieszk piasku oraz pojedynczych wirów ska skandynawskich. Z analizy wierce wynika, e osady gruzowe wyst puj w kilku nieregularnych warstwach (pakietach), na ró nej g boko ci i rozdzielone s osadami piaszczystymi, najcz ciej wyra nie je cinaj c, co wida te w profilu ods oni cia. Takie u o enie warstw gruzu wiadczy o kilkukrotnym procesie jego depozycji. W planie zasi g wyst powania gruzu przybiera kszta t wachlarza, a w a ciwie zespo u wachlarzy, o nieregularnym kszta cie po o onych u wylotu trzech pot nych w wozów w zboczach Grzyw Korzeczkowskich. Na podstawie cech litologicznych i teksturalnych tych osadów oraz sposobu i miejsca ich wyst powania mo na stwierdzi, e s to paleosp ywy gruzowe, nadbudowane miejscami materia em rzecznym i pochodz cym ze wspó czesnych sto ków nap ywowych. O transporcie materia u w formie up ynnionej wiadczy nie tylko forma wyst powania, ale te struktury rotacyjne w obr bie poszczególnych warstw, a tak e brak ( zgubienie w czasie transportu) najdrobniejszej frakcji, co jest typowe dla tego procesu (Takahashi, 2007). Wspó czesne sp ywy gruzowe maj najcz ciej form sto ków lub lobów o nieregularnej morfologii lub wyra nych wa ów (osuwiska typu sp ywowego, Kaczorowski, 2017). Forma nagromadzenia gruzu pod stokiem Grzyw Korzeczkowskich jest bardziej skomplikowana, nie podobna ani do pojedynczego

81 Streszczenia referatów 79 osuwiska, ani normalnego sto ka sp ywu gruzowego. Wynika to ze specyficznej rze by pasma. Na ukowatym wygi ciu linii grzbietowej wyst puj blisko siebie trzy g bokie i rozga zione rozci cia erozyjne, uwarukowane tektonicznie (Hakenberg, 1971a, b, Lindner, Mastella, 2002), b d ce naturalnymi cie kami sp ywów gruzowych. Amfiteatralne u o enie stoków i ukierunkowanie rozci sprawi o, e warstwy gruzu utworzy y rozleg i nieregularn form na o onych na siebie sto ków i wa ów. Sp ywy gruzowe zachodz cz ciej w obszarach o du ej koncentracji zwietrzeliny i zasilania jej wod (opadow, pochodz c z ablacji niegu i wiecznej zmarzliny). Wszelkie w wozy i rozci cia w powierzchni stoku w naturalny sposób gromadz tej wody wi cej i dlatego uruchomienie procesu jest atwiejsze (Wahsburn, 1973; Tatashumi, 2007). Obecnie na Grzywach Korzeczkowskich procesy sp ukiwania, osuwania czy sp ywów gruzowych nie wyst puj lub, co najwy ej, maj nieistotne znaczenie (oprócz erozji w wozowej na obszarze lessowym we wschodniej cz obszaru, Hakenberg, 1971a, b). Zatem najdogodniejsze warunki do tego typu zjawisk mia y miejsce w czasie bliskiej obecno ci l dolodu. O wieku procesów sp ywów gruzowych u podnó y Grzyw Korzeczkowskich w Mostach na razie mo na wnioskowa jedynie z analizy ogólnej sytuacji geologicznej. Wszystkie pakiety gruzu, przewarstwione z osadami tarasu fluwio-peryglacjalnego le na osadach mu kowych, wi zanych z zatamowaniem odp ywu przez l dolód Odranian (Lindner, 1977; Lindner, Dzier ek, 2013). Zatem najni ej le ce pakiety gruzu mog y by zdeponowane w czasie ust powania l dolodu z okolicy Ma ogoszczy, natomiast g ówna faza procesów stokowych, zako czona depozycj przypowierzchniowych pakietów gruzu, zwi zana by a zapewne ze stref peryglacjaln Vistulianu. Nat enie procesów peryglacjalnych w obu wymienionych zlodowaceniach stwierdzano w innych cz ciach Gór wi tokrzyskich. Analiza materia u wiertniczego w stanowisku Jaworznia Zalesie, na W od Kielc pozwoli a Lindnerowi i Boguckiemu (2002) skorelowa depozycj g bszych warstw osadów zboczowych z warunkami peryglacjalnymi panuj cymi na tym terenie w czasie starszych zlodowace. Wyst puj ce blisko powierzchni pokrywy gruzowe wi zano najcz ciej z ostatnim zlodowaceniem, co by o cz ciowo wsparte datowaniami TL materia u piaszczystego (Lindner, Bogucki, 2002). Równie opisane w miejscowo ci Huta Stara Koszary w Pa mie Bieli skim osady stokowe, uformowane przez sp ukiwanie i kongeliflukcj, powi zano z dwiema fazami procesów peryglacjalnych ostatniego i przedostatniego zlodowacenia (Ludwikowska-K dzia, Olszak, 2008, 2009). Potwierdza to przyj ty scenariusz wiekowy rozwoju sp ywów gruzowych dla analizowanego stanowiska Mosty u podnó y Grzyw Korzeczkowskich. Literatura CABALSKI K., DZIER EK J., KOWALCZYK S., Osady przypowierzchniowe u podnó y Grzyw Korzeczkowskich a Mostach (Góry wi tokrzyskie) w obrazie GPR. Mat. III Ogólnopolskiego Sympozjum Geointerdyscyplinarych Metod Badawczych, kwietnia Europejskie Centrum Edukacji Geologicznej w Ch cinach: 29. CABALSKI K., DZIER EK J., KOWALCZYK S., w druku. Structure and genesis of subsurface debris deposits in the Mosty site (The Holly Cross Mts.). Studia Quatern. DYLIK J., O peryglacjalnym charakterze rze by rodkowej Polski. Acta Geogr. Lodz. 24: HAKENBERG M., 1971a. Szczegó owa Mapa Geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Ch ciny. Inst. Geol. Warszawa. HAKENBERG M., 1971b. Obja nienia do Szczegó owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Ch ciny. Inst. Geol. Warszawa. JA KOWSKI B., KOWALSKI J. B., SO TYSIK R., Geneza i wiek go oborzy Gór wi tokrzyskich. W: Zagadnienia peryglacja u Polski i obszarów s siednich (red. Ja kowski B.). Pr. Inst. Geogr. Akad. wi tokrz. w Kielcach 8: KACZOROWSKI J., Zapis typu ruchu osuwiska w rze bie terenu i jego obraz na wysokorozdzielczych numerycznych modelach terenu (NMT) na przyk adzie wybranych osuwisk ze wschodniej cz ci Beskidu Niskiego (Karpaty zewn trzne, Polska). Przegl. Geol. 65 (1):

82 80 Streszczenia referatów KOWALSKI B., Udzia peryglacjalnych osadów w budowie tarasu wysokiego Lubrzanki. Kwart. Geol. 22 (2): KLATKA T., Geneza i wiek go oborzy ysogórskich. Acta Geogr. Lodz. 12: 1-124, LINDNER L., Zlodowacenia plejstoce skie w zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich. Stud. Geol. Pol. 53: LINDNER L., BOGUCKI A., Pozycja wiekowa rodkowo- i pó noplejstoce skich zjawisk peryglacjalnych w rodkowo-wschodniej Europie. W: Zagadnienia peryglacja u Polski i obszarów s siednich (red. Ja kowski B.). Pr. Inst. Geogr. Akad. wi tokrz. w Kielcach 8: LINDNER L., MASTELLA L., Geneza i wiek prze omu Wiernej Rzeki ( ososiny) w rejonie Boche ca (SW obrze enie mezozoiczne Gór wi tokrzyskich). W: Geologia i geomorfologia gór i wy yn w Polsce (red. Ja kowski B.). Prace Inst. Geogr. Akad. wi tokrz. w Kielcach 6: LINDNER L., DZIER EK J., Zlodowacenia i interglacja y w plejstocenie regionu wi tokrzyskiego (nowe uj cie). W: Od Czarnohory po Góry wi tokrzyskie geologiczne peregrynacje (red. B BEL M. i in.). Polsko-Ukrai ska Sesja Naukowa. Warszawa Bocheniec, pa dziernika 2013: Instytut Geologii Podstawowej Uniwersytet Warszawski. LINDNER L., DZIER EK J., Osady plejstoce skie w zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich. Mat. XXV Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski Plejstocen Gór wi tokrzyskich, Huta Szklana k/bielin 3-7 wrze nia 2018r. LUDWIKOWSKA-K DZIA M., OLSZAK I., Litostratygrafia osadów stokowych Pasma Bieli skiego w rejonie Koszar. Mat. XV Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski: Plejstocen Tatra i Podhala zlodowacenia tatrza skie, Zakopane, : LUDWIKOWSKA-K DZIA M., OLSZAK I., Litologia i stratygrafii peryglacjalnych osadów stokowych Pasma Bieli skiego w rejonie Huty Starej Koszary. W: Znane fakty nowe interpretacje w geologii i geomorfologii Gór wi tokrzyskich (red. Ludwikowska-K dzia M., Wiatrak M.). Instytut Geografii Uniwersytetu Jana Kochanowskiego w Kielcach: SO TYSIK R., Geneza i wiek glin wyst puj cych powierzchniowo w Górach wi tokrzyskich. W: Zagadnienia peryglacja u Polski i obszarów s siednich (red. Ja kowski B.). Pr. Inst. Geogr. Akad. wi tokrz. w Kielcach 8: TAKAHASHI T Debris flow, Mechanics, Prediction and Countermeasures. Taylor &Francis Group. London: WASHBURN A Periglacial processes and environments. Edward Arnold. London:

83 Streszczenia referatów 81 ZASTOSOWANIE ANALIZATORA CZ STEK MORPHOLOGI G3SE DO BADA WIELKO CI I KSZTA TU OSADÓW DROBNOZIARNISTYCH APPLICATION OF MORPHOLOGY G3SE TO AUTOMATED ANALYSIS OF SIZE AND SHAPE OF FINE GRAINED SEDIMENTS Dorota CHMIELOWSKA 1, Jacek SZMA DA 1, Barbara WORONKO 2 1 Instytut Geografii, Uniwersytet Pedagogiczny im. Komisji Edukacji Narodowej w Krakowie, Kraków, ul. Podchor ych 2, dorota.chmielowska@up.krakow.pl, jacek.szmanda@up.krakow.pl 2 Wydzia Geologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, ul. wirki i Wigury 93, bworonko@uw.edu.pl Oprócz wielko ci, podstawow cech wszystkich obiektów, w tym cz stek w osadach, jest ich kszta t. Analizuj c jedynie wielko ziaren pomijamy t wa n cech cz stek. Pomiar zarówno wielko ci cz stki 3D, jak i jej kszta tu jest bardzo z o ony, jednak obie te cechy cz stek dostarczaj niezb dnych informacji o rodowiskach sedymentacyjnych osadów czwartorz dowych. Obecnie powszechnie u ywane metody analizuj ce kszta t ziaren s czasoch onne i w du ej mierze subiektywne. Badania cz sto przeprowadzone s na ziarnach kwarcu. Przyk adem, jest cz sto u ywana w badaniach osadów czwartorz dowych metoda morfoskopowa wg Cailleux (1942), z pó niejszymi modyfikacjami (Mycielska-Dowgia o, Woronko (1998)), która opiera si mi dzy innymi na 9-stopniowej skali obtoczenia Krumbain a (1941). Dzi ki zastosowaniu wysokoczu ego aparatu Morphologi G3SE firmy Malvern jest mo liwe zautomatyzowanie i zobiektywizowanie wspomnianych wcze niej metod. Przy jego pomocy mo na dokonywa pomiaru cz stek o rozmiarach ,5 μm. Pomiar wielko ci i kszta tu ziaren z zastosowaniem analizatora Morphologi G3SE opiera si na tomografii mikroskopowej i wykonywany jest za pomoc obiektywów o ró nym powi kszeniu (2,5; 5; 10; 20; 50 krotne). Urz dzenie mierzy i oblicza ró ne parametry ziarna takie jak: d ugo, szeroko, rednica, pole powierzchni, obwód, kolisto, wyd u enie, wypuk o i zwarto ( cznie 17 parametrów). Ponadto analizator ten generuje dane uziarnienia w dwojaki sposób, w oparciu o liczb cz stek, jak i bazuj c na ich obj to ci. Wykorzystuj c dane otrzymane z pomiarów, na tym aparacie podj to prób automatycznej identyfikacji trzech typów ziaren zaproponowanych przez Cailleux (1942) oraz trzech typów obtoczenia ziaren wg metody graniformametrycznej Krygowskiego (1964). Do pomiarów kszta tu ziaren wykorzystano wska niki: (1) kolisto ci HS, (2) wypuk o ci i (3) zwarto ci. Natomiast do analizy zmatowienia powierzchni (tj. charakteru powierzchni) wska niki: (1) rednia intensywno i (2) odchylenia standardowego intensywno ci. Przy u yciu wspomianych wska ników, mo liwe jest pod wzgl dem kszta tu rozdzielenie ziaren obtoczonych i cz ciowoobtoczonych (starczych i dojrza ych) od ziaren kanciastych (m odocianych). Natomiast warto ci wska ników intensywno ci nie pozwalaj na odró nienie ziaren o ró nym stopniu zmatowienia. Badania kszta tu ziaren frakcji piaszczystych daj podstaw twierdzi, e automatyczna mikroskopowa analiza obrazu cz stek przy u yciu Morphologi G3SE stanowi dodatkow, nowoczesn metod analiz kszta tu, któr mo na stosowa w badaniach genetycznych osadów. Literatura CAILLEUX A Les actiones éoliennes périglaciaires en Europe. Mm. Soc. Géol. de France 41, KRUMBEIN, W.C., Measurement and geological significance of shape and roundness of sedimentary particles. J. Sediment. Petrol., 11: MYCIELSKA-DOWGIA O E., WORONKO B Analiza obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji piaszczystej i jej warto interpretacyjna. Przeg. Geol., 46:

84 82 Streszczenia referatów CHRONOSTRATYGRAFIA PÓ NEGO VISTULIANU W POLSCE RODKOWEJ I PRÓBA KORELACJI Z ETAPAMI DEGLACJACJI L DOLODU VISTULIA SKIEGO CHRONOSTRATIGRAPHY OF THE LATE VISTULIAN IN CENTRAL POLAND AND THE CORRELATION WITH THE STAGES OF THE VISTULIAN ICE SHEET Danuta DZIEDUSZY SKA 1, Jacek FORYSIAK 1 1 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Wydzia Nauk Geograficznych, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, danuta.dzieduszynska@geo.uni.lodz.pl, jacek.forysiak@geo.uni.lodz.pl Pó ny vistulian jest ostatni jednostk vistulianu. Okre lenie vistulian odnosi si do ró nych ram czasowych zale nie od podzia ów stratygraficznych nawi zuj cych b d do zdarze w rodowisku ekstraglacjalnym, b d do zdarze w vistulia skiej strefie zaj tej przez l dolód. W Polsce postrzeganie ostatniego okresu zimnego przez pryzmat zmian klimatycznych, w nawi zaniu do stratygrafii holenderskiej Zagwijna, zosta o zastosowane przez Dylika (1968). Nast pnie zmienno klimatyczna zosta a dostosowana do wiadectw geologicznych i po raz pierwszy u yta do rekonstrukcji regionalnych przez Starkla (1980) i Kozarskiego (1981). Pó ny vistulian jest w tym uj ciu rozumiany jako schy ek ostatniego okresu zimnego, od ocieplenia po fazie pomorskiej do ko ca plejstocenu. Inne ramy czasowe stosowane s dla pó nego vistulianu w podzia ach stratygraficznych opartych na zdarzeniach glacjalnych, z przyporz dkowaniem kolejnych jednostek do morskich pi ter izotopowych (MIS). Pó ny vistulian obejmuje tu stadium tlenowe 2 (trwaj ce do pocz tku holocenu), kiedy dosz o do maksymalnego rozprzestrzenienia pokrywy lodowej, a nast pnie jej recesji (Lindner, 1992; Mojski, 2005; Marks, 2012). Schy ek vistulianu, b d cy okresem przej cia od warunków pustyni arktycznej do holocenu, by czasem dynamicznych przekszta ce rodowiska dostosowuj cego si do globalnych zmian klimatycznych oraz uwarunkowa regionalnych zwi zanych z oddzia ywaniem zanikaj cej czaszy lodowej. W tym czasie czo o l dolodu zmieni o swoje po o enie od maksymalnego zasi gu w lobie p ockim do linii moren po udniowoszwedzkich i moren salpausselkä. W regionie ódzkim za pocz tek poprawy warunków rodowiska w trakcie ostatnich kilku tysi cy lat vistulianu przyjmuje si tzw. faz kamion ocieplenie udokumentowane przez Manikowsk (1985) w osadach terasy wysokiej Wis y ko o Wyszogrodu. Wahania klimatyczne tego okresu wyra one s nast pnie w postaci trzech och odze : najstarszy dryas, starszy dryas i m odszy dryas, oraz dwu faz ciep ych: bølling i allerød. W licznych regionu ódzkiego stanowiskach udokumentowano intensyfikacj procesów fluwialnych, eolicznych i stokowych (np. Klatkowa, 1984; Manikowska, 1985; Turkowska, 2006; Dzieduszy ska, 2011; Roman i in., 2014; Petera-Zganiacz i in., 2015). Wiedz o reakcji paleo rodowiska na niestabilno klimatyczn uzupe niaj torfowiska, stanowi ce bogate archiwa akumulacji biogenicznej (Forysiak, 2012). Na podstawie 175 datowa radiow glowych z przedzia u czasu oko o 15-9,7 14 C ka BP (18-11,5 ka cal BP) skonstruowana zosta a krzywa rozk adu g sto ci prawdopodobie stwa, której fluktuacje odpowiadaj chronologii procesów morfogenetycznych (Dzieduszy ska, w druku). Wydzielono trzy zasadnicze etapy rozwoju w pó novistulia skiej historii regionu ódzkiego i ustalono wiek ich granic. Potwierdzono pocz tek ocieplenia postglacjalnego na oko o 18 ka cal BP. Wiek granic chronostratygraficznych poszczególnych jednostek wynosi: faza kamion ~18,0-17,2 ka cal BP, najstarszy dryas: 17,2-14,2 ka cal BP, bølling: 14,2-13,5 ka cal BP, starszy dryas: 13,5-13,25 ka cal BP, wczesny allerød: 13,25-13,05 ka cal BP, oscylacja interallerødzka: 13,05-12,85 ka cal BP, pó ny allerød: 12,85-12,6 ka cal BP, m odszy dryas: od 12,6 ka cal BP.

85 Streszczenia referatów 83 Wiek zdarze glacjalnych podczas ostatniego nasuni cia l dolodu okre lany jest na podstawie datowa osadów wodnolodowcowych na obszarze pó nocnej Polski (Wysota i in., 2009; Roman, 2010), jak te w obszarze oddzia ywania lodowców tatrza skich (Marks i in., 2016). Faza pozna ska datowana jest na oko o 18 ka, a wi c korelowa j mo na z zimnym stadium przed faz kamion. Z t faz ocieplenia nale y wi za interfaz poprzedzaj c faz pomorsk. Faza ta datowana jest na oko o 16,2 ka (Kozarski, 1995), co czasowo korelowa mo na ze starsz cz ci najstarszego dryasu, w jego m odszej cz ci mo na lokowa nasuniecie fazy gardzie skiej. Na dwudzielno paleo rodowiskowego obrazu najstarszego dryasu zwraca a ju Manikowska (1985). Recesj ladolodu z fazy gardzie skiej i jego wycofanie na pó wysep skandynawski korelowa nale y z gwa townym ociepleniem bøllingu. Ostatni wyra ny awans na lini moren salpausselkä jest korelowany w faz m odszego dryasu. Literatura DYLIK J., The earliest warmer substage of the Würm (Amersfoort) in Poland. Bulletin de la Société des Sciences et des Lettres de ód XIX (4). DZIEDUSZY SKA D., Och odzenie m odszego dryasu i jego efekty morfogenetyczne w regionie ódzkim. Acta Geographica Lodziensia 98: 104. DZIEDUSZY SKA D., w druku. Timing of environmental changes of the Weichselian decline ( ka cal BP) using frequency distribution of 14 C dates for the ód region, Central Poland. Quaternary International (2017), FORYSIAK J., Zapis zmian rodowiska przyrodniczego pó nego vistulianu i holocenu w osadach torfowisk regionu ódzkiego. Acta Geographica Lodziensia 99: 164. KLATKOWA H., Osady depozycji na nie nej pó nego vistulianu. Acta Geographica Lodziensia 50: KOZARSKI S., Stratygrafia i chronologia Vistulianu Niziny Wielkopolskiej. PAN, Oddzia w Poznaniu. Geografia: 44. KOZARSKI S., Deglacjacja pó nocno zachodniej Polski: warunki rodowiska i transformacja geosystemu (w 20ka/10kaBP). Dokumentacja Geograficzna 1: 82. LINDNER L., Stratygrafia (klimatostratygrafia) czwartorz du. W: Czwartorz d. Osady, metody bada, stratygrafia (L. Lindner red.). PAE, Warszawa: MANIKOWSKA B., O glebach kopalnych, stratygrafii i litologii wydm Polski rodkowej. Acta Geographica Lodziensia 52: 137. MARKS L., 2012, Timing of the Late Vistulian (Weichselian) glacial phases in Poland. Quaternary Science Reviews. 44: MARKS L., DZIER EK J., JANISZEWSKI R., KACZOROWSKI J., LINDNER L., MAJECKA A., MAKOS M., SZYMANEK M., TO OCZKO-PASEK A., WORONKO B., Quaternary stratigraphy and palaeogeography of Poland. Acta Geologica Polonica 66 (3): MOJSKI J.E., Ziemie polskie w czwartorz dzie. Zarys morfogenezy. PIG, Warszawa: 404 s. PETERA-ZGANIACZ J., DZIEDUSZY SKA D.A., TWARDY J., PAW OWSKI D., P ÓCIENNIK M., LUTY SKA M., KITTEL P., Younger Dryas flood events. A case study from the middle Warta River Valley (Central Poland). Quaternary International 386: ROMAN M., Rekonstrukcja lobu p ockiego w czasie ostatniego zlodowacenia. Acta Geographica Lodziensia 96: 169. ROMAN M., DZIEDUSZY SKA D., PETERA-ZGANIACZ J., ód Region and its northern vicinity under Vistulian Glaciation conditions. Quaestiones Geographicae 54: STARKEL L., Stratigraphy and chronology of the Vistulian in the Polish Carpathians and in the Subcarpathian Basins. Quaternary Studies in Poland 2. TURKOWSKA K., Geomorfologia regionu ódzkiego. Wyd. U, ód : 237. WYSOTA W., MOLEWSKI P., SOKO OWSKI R.J., Record of the Vistula ice lobe advances in the Late Weichselian glacial sequence in north-central Poland. Quaternary International 207:

86 84 Streszczenia referatów G AZY NARZUTOWE KIELECCZYZNY I ICH POTENCJA GEOTURYSTYCZNY GLACIAL BOULDERS IN KIELECKIE AREA AND THEIR GEOTOURISTIC POTENTIAL Maria GÓRSKA-ZABIELSKA 1 1 Instytut Geografii, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, maria.gorska-zabielska@ujk.edu.pl Skandynawskie g azy narzutowe wiadcz o dziedzictwie przyrody nieo ywionej i s elementem georó norodno ci regionu wi tokrzyskiego. G azy pe ni zró nicowan rol : kognitywn, edukacyjn, kulturow, konserwacyjn, estetyczn i geoturystyczn. W pracy przedstawiono tylko niektóre z tych obiektów, zwracaj c uwag na ich lokalizacj in situ oraz ochron prawn (fig. 1). W pracy podj to równie zagadnienie obecno ci w wiadomo ci mieszka ców obszaru bada wiedzy na temat warto ci geograficznych gmin, w których yj i pracuj ka dego dnia. Fig. 1. Alandzki granit rapakivi (eratyk przewodni). S abo wyeksponowany, ukryty w rozrastaj cych si krzakach pomnik przyrody nieo ywionej we wsi Janik w okolicach Ostrowca wi tokrzyskiego (fot. M. Górska-Zabielska 2015) Uwzgl dniaj c dotychczasowe wyniki bada podejmowanego w tku (np. Czernicka- Chodkowska, 1980, Urban, 1986, 1990, 1997, 2008, Alexandrowicz i in., 1992, Wróblewski, 2000, Pernal, 2004, 2005), analiz map oraz w asne badania terenowe, zinwentaryzowano g azy narzutowe. W terenie pomierzono osie -a, -b, -c, obwód oraz wspó rz dne geograficzne ka dego z g azów; wykonano równie dokumentacj fotograficzn. Rozpoznawany zosta typ petrograficzny oraz, je li by o to mo liwe, okre lony eratyk przewodni. Przeprowadzono badania ladów wspó czesnych procesów morfogenetycznych na powierzchni g azów. Wszystkie dane zosta y zapisane w protokole terenowym, który by z kolei u yty do obliczenia obj to ci i ci aru g azów.

87 Streszczenia referatów 85 Równolegle zbadano wiadomo i wiedz na temat dziedzictwa geologicznego w ród lokalnych spo eczno ci za pomoc sonda u diagnostycznego (Musia, 2017, Pisarska, 2017, Witkowska, 2017). Przedstawione g azy narzutowe s wa nym elementem dziedzictwa geologicznego regionu. Przyczyniaj si do tworzenia wizerunku regionu, który dostosowuje elementy przyrody nieo ywionej do celów turystycznych zgodnie z zasadami ochrony rodowiska. G azy maj potencja, by przyczyni si do zrównowa onego spo eczno-gospodarczego rozwoju lokalnej spo eczno ci, ale, jak wskazuj przeprowadzone badania, ów potencja jest, jak dot d, bardzo s abo wykorzystany. Respondenci zauwa aj obiekty przyrody nieo ywionej najcz ciej podczas wakacji; czasami zdarza si, e s oni wiadomi obecno ci na przyk ad pomników przyrody nieo ywionej w otoczeniu ich miejsca zamieszkania. Niestety, wiedza respondentów na temat znaczenia obiektów geoturystycznych jest znikoma, dlatego te ich plany dotycz ce wykorzystywania zasobów abiotycznych wi si g ównie z wakacyjnymi wyjazdami. aden z respondentów nie by w stanie wskaza, jak u ywa tych obiektów do swoich potrzeb i/lub czy z nimi sw (np. ekonomiczn ) przysz o. Badanie wykaza o, e ani georó norodno, ani tym bardziej dziedzictwo geologiczne nie jest znane lub zrozumia e dla lokalnych mieszka ców. Co gorsze, nieznane pozostaje tak e dla lokalnych w adz. Oznacza to, e obiekty dziedzictwa geologicznego s niewykorzystane w zrównowa onym rozwoju gminy, a tak e w kszta towaniu wizerunku tych obszarów. W obszarach o niewielkiej liczbie typowych atrakcji turystycznych, warto do o y stara, by wykorzysta /przekszta ci istniej ce ju elementy przyrody nieo ywionej do wykonywania funkcji turystycznych z zachowaniem zasad ochrony przyrody (Reynard, 2008). Literatura ALEXANDROWICZ Z., KU MIERZ A., URBAN J., OT SKA-BUDZYN J., 1992: Evaluation of inanimate nature of protected areas and objects in Poland. Wydawnictwo Pa stwowy Instytut Geologiczny Warszawa CZERNICKA-CHODKOWSKA D., Zabytkowe g azy narzutowe na obszarze Polski. Cz III Polska pd.-wsch. i pd. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. MUSIA R., Wybrane geowalory po udniowego fragmentu Niecki Nidzia skiej w ocenie respondentów. Praca licencjacka, Instytut Geografii Uniwersytetu Jana Kochanowskiego w Kielcach, kierunek Geografia, specjalno Geografia z turystyk, Kielce. PERNAL J., Pomniki przyrody woj. wi tokrzyskiego. G azy narzutowe. Cz 1. Liga Ochr. Przyr., Kielce. PERNAL J., Pomniki przyrody woj. wi tokrzyskiego. G azy narzutowe. Cz 2. Liga Ochr. Przyr., Kielce. PISARSKA M., Wybrane geowalory obszaru po o onego mi dzy Morawic a Bodzentynem czy istniej w wiadomo ci mieszka ców tego regionu? Praca licencjacka, Instytut Geografii Uniwersytetu Jana Kochanowskiego w Kielcach, kierunek Geografia, specjalno Geografia z turystyk, Kielce. REYNARD E., Scientific research and tourist promotion of geomorphological heritage, Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria, 31, pp URBAN J., Inwentaryzacja stanu ochrony przyrody nieo ywionej wraz z propozycjami tworzenia dalszych rezerwatów i pomników geologicznych na obszarze województwa kieleckiego. Pa stwowy Instytut Geologiczny, Kielce. URBAN J., Protection of inanimate nature objects in the Góry wi tokrzyskie (Holy Cross Mts) province. Rocznik wi tokrzyski, 17, pp URBAN J., Geologia i rze ba obszaru bada. In: T. Zaj c (Ed), Waloryzacja przyrodnicza Szanieckiego Parku Krajobrazowego. Arch. Inst. Ochr. Przyr. PAN, Kraków, pp URBAN J., Kras gipsowy w Nadnidzia skim i Szanieckim Parku Krajobrazowym. Zespó wi tokrz. i Nadnidz. Parków Krajobrazowych, Kielce.

88 86 Streszczenia referatów WITKOWSKA K., Wybrane geowalory obszaru Mniowa, Smykowa i Radoszyc czy istniej w wiadomo ci mieszka ców tego regionu? Praca licencjacka, Instytut Geografii Uniwersytetu Jana Kochanowskiego w Kielcach, kierunek Geografia, specjalno Geografia z turystyk, Kielce. WRÓBLEWSKI T., Geodiversity conservation in the Góry wi tokrzyskie region. Ministerstwo rodowiska, Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

89 Streszczenia referatów 87 WST PNA INTERPRETACJA PALEOPEDOLOGICZNA INTERGLACJALNYCH GLEB KOPALNYCH NA WYBRANYCH STANOWISKACH W SE CZ CI WY YNY KIELECKO SANDOMIERSKIEJ PRELIMINARY PALEOPEDOLOGICAL INTERPRETATION OF INTERGLACIAL FOSSIL SOILS AT SELECTED SITES IN THE SE PART OF THE KIELECKO SANDOMIERSKA UPLAND Micha JANKOWSKI 1, Magdalena SOCHOCKA 1, Zbigniew ZAGÓRSKI 2, Joanna MICHALAK 1 1 Katedra Gleboznawstwa i Kszta towania Krajobrazu, Wydzia Nauk o Ziemi, Uniwersytet Miko aja Kopernika w Toruniu, Toru, ul. Lwowska 1, mijank@umk.pl, madzia930908@wp.pl, asia.m@doktorant.umk.pl 2 Katedra Nauk o rodowisku Glebowym, Wydzia Rolnictwa i Biologii, Szko a G ówna Gospodarstwa Wiejskiego, Warszawa, ul. Nowoursynowska 164, zbigniew_zagorski@sggw.pl Gleby kopalne s stosunkowo cz sto spotykane w osadach czwartorz dowych, a szczególnie w obszarach lessowych. Powszechnie s one uznawane jako horyzonty stratygraficzne rejestruj ce przerwy w sedymentacji osadów i wskazuj ce po o enie dawnych powierzchni terenu. Ze wzgl du na zale no morfologii i w a ciwo ci gleb od uwarunkowa rodowiska glebotwórczego (w szczególno ci biocenozy, klimatu, ska y macierzystej, po o enia w rze bie terenu, warunków wodnych i czasu trwania pedogenezy) paleogleby maj bardzo du y potencja dla rekonstrukcji paleogeograficznych krajobrazów przesz o ci. Przy interpretacji kopalnych gleb nale y jednak mie na uwadze efekty zmian, które zachodz c post-pedogenicznie, na przyk ad w wyniku denudacji oraz diagenezy mog y doprowadzi do znacznych modyfikacji ich pierwotnych w a ciwo ci. W ró nym stopniu utrudnia to analiz porównawcz w odniesieniu do analogicznych gleb wspó czesnych. Celem niniejszej pracy jest charakterystyka oraz próba interpretacji paleogeograficznej i korelacji stratygraficznej gleb kopalnych rozpoznanych w osadach czwartorz dowych, na wybranych stanowiskach w po udniowo-wschodniej cz ci Wy yny Kielecko-Sandomierskiej. Analizowano profile pedo-litostratygraficzne na czterech, nie opisywanych dot d w literaturze stanowiskach: Z ota, Szewce, Gorzyczany oraz Górki Klimontowskie. Pozycj stratygraficzn gleb kopalnych ustalono wst pnie na podstawie odniesienia ich do sekwencji osadów oraz korelacji ze znanym z literatury, datowanym profilem z Polanowa Samborzeckiego (Jary 2007, Mroczek, 2008). Na stanowiskach, z poszczególnych poziomów glebowych i warstw osadów pobrano próbki do bada laboratoryjnych Oznaczono istotne z punktu widzenia pedogenezy podstawowe w a ciwo ci fizyczne i chemiczne: uziarnienie, zawarto w gla organicznego, ph, zawarto w glanu wapnia, budow mikromorfologiczn w cienkich szlifach oraz uproszczony sk ad petrograficzny frakcji powy ej 2 mm. W stratygrafii analizowanych profili pedo-litostratygraficznych zaznacza si szereg ró nic, ale te wyra ne analogie, pozwalaj ce na korelacj gleb kopalnych i warstw osadów oraz szersz interpretacj paleogeograficzn. Górn parti Strop? wszystkich czterech badanych profili stanowi less akumulowany podczas zlodowacenia wis y. Jest on rozdzielony na dwie cz ci poprzez gleb interstadialn, która wykazuje cechy gleby gruntowo-glejowej, rozwini tej najprawdopodobniej na wieloletniej zmarzlinie. Poni ej lessu wyst puj dwa poziomy pedostratygraficzne, reprezentuj ce dwa okresy zaawansowanej pedogenezy, rangi interglacja ów.

90 88 Streszczenia referatów Górny poziom pedostratygraficzny stanowi zespó dwóch zespolonych gleb, odpowiadaj cy kompleksowi znanemu z literatury, m.in. jako Nietulisko I (Polska; Jersak, 1965), mezi ski i Ryshkovo (Rosja; Velichko, 2009, Sycheva, 2004). Na badanych stanowiskach reprezentuje on kilka ró nych wariantów morfologicznych, w tym tak e takich, które nie by y opisywane w literaturze. Podstawow cz kompleksu gleb stanowi dobrze rozwini te gleby p owe. S one wykszta cone w osadach o zró nicowanym uziarnieniu (gliniastym, piaszczystym, py owym). Wykazuj charakterystyczne cechy dla pedogenezy przebiegaj cej w rodowiska lasów li ciastych. Gleby p owe wyst puj na trzech analizowanych stanowiskach profilach co wiadczy o ich dominacji w pokrywie glebowej powsta ej w interglacjale eemskim na badanych obszarach. Na stanowisku Szewce odpowiednikiem stratygraficznym gleby p owej jest gleba gruntowoglejowa, która prawdopodobnie uformowa a si w lokalnym zag bieniu terenu. Gleby z interglacjalu eemskiego s w stropie nadbudowane osadami deluwialnymi i eolicznymi, wiadcz cymi o aktywizacji procesów geomorfologicznych w zwi zku z och adzaniem si klimatu we wczesnej fazie zlodowacenia wis y. Osady te nosz lady syn- i postsedymentacyjnych przekszta ce przez procesy glebotwórcze. Ich efektem by o utworzenie si czarnoziemów, sekwencji s abo ukszta towanych gleb glejowych, a tak e gleb deluwialnych. Taka zmienno pokrywy glebowej wiadczy o rodowisku bezle nym i surowych warunkach panuj cych u zarania ostatniego zlodowacenia. Gliny morenowe, piaski glacjofluwialne i lessy, z których wykszta ci y si gleby eemskie reprezentuj warunki sedymentacji charakterystyczne dla zlodowacenia starszego, prawdopodobnie odry. Poni ej owych osadów, na trzech stanowiskach stwierdzono wyst powanie starszego poziomu pedostratygraficznego. Stanowi go gleby o wyra nych cechach oglejenia gruntowowodnego oraz deformacji kriogenicznych (inwolucji, struktur kontrakcji termicznej), a w profilu Z ota dodatkowo tak e sedentacji hydrogenicznej materii organicznej. Takie w a ciwo ci pozwalaj uzna omawiany poziom pedostratygaficzny za tundrow kriogeniczn gleb glejow powsta w warunkach zmarzlinowych, w strefie warstwy czynnej. Gleba ta jest wykszta cona w ró nych osadach: piaszczystych, gliniastych i wirowo-kamienistych, co wiadczy o powszechnym panowaniu warunków peryglacjalnych i odpowiadaj cych im procesów pedogenicznych na ca ym badanym obszarze. Na stanowisku Z ota strop gleby kriogenicznej jest przykryty osadami jeziornymi, prawdopodobnie zwi zanymi z funkcjonowaniem zastoiska sandomierskiego. Pozwala to wi za genez starszej generacji gleb ze schy kiem interglacja u wielkiego, a wiek osadów charakterystycznych dla rodowiska glacjalnego, z których powsta y, z jednym ze zlodowace po udniowopolskich. Na stanowisku Szewce przedstawiona sekwencja gleb kopalnych i osadów plejstocenu jest pod cielona spi trzonymi tektonicznie piaskami morskimi i i ami wieku trzeciorz dowego. Wst pne wyniki bada osadów i gleb kopalnych na wybranych stanowiskach w po udniowowschodniej cz ci Wy yny Kielecko-Sandomierskiej dokumentuj dwa okresy rangi interglacja ów, w których panowa y warunki sprzyjaj ce zaawansowanej pedogenezie, rozdzielaj ce trzy cykle glacjalne. W a ciwo ci zachowanych gleb kopalnych wydaj si odzwierciedla typowe cechy paleo rodowisk funkcjonuj cych na prze omie interglacja u eemskiego i zlodowacenia wis y (zmian warunków klimatu umiarkowanego w warunki subarktyczne) oraz u schy ku interglacja u wielkiego (dominacj warunków peryglacjalnych). Literatura JARY Z., Zapis zmian klimatu w górnoplejstoce skich sekwencjach lessowo-glebowych w Polsce I w zachodniej cz ci Ukrainy. Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wroc awskiego, Wroc aw. JERSAK J., Stratygrafia i geneza lessów okolic Kunowa, Acta Geographica Lodziensia 20: 121 pp. MROCZEK P., Interpretacja paleogeograficzna cech mikromorfologicznych neoplejstoce skich sekwencji lessowo-glebowych. Wydawnictwo UMCS, Lublin.

91 Streszczenia referatów 89 SYCHEVA S., Aleksandrov quarry. Late Pleistocene-Holocene. Cover complex: soils, loesses, buried balka. Polish Geological Institute Special Papers 13: VELICHKO A.A., MOROZOVA T.D., NECHAEV V.P., UDARTSEV V.P., TSATSKIN A.I., W:. (red. Velichko A.A., Schik S..): Insitute of Geography, Russian Academy of Science, Moskwa.

92 90 Streszczenia referatów LESSY DOLNEGO L SKA LOESS IN LOWER SILESIA Zdzis aw JARY 1, Janusz KIDA 1, Marcin KRAWCZYK 1, Piotr MOSKA 2, Jerzy RACZYK 1, Jacek SKURZY SKI 1 1 Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, pl. Uniwersytecki 1, zdzislaw.jary@uwr.edu.pl, janusz.kida@uwr.edu.pl, marcin.krawczyk@uwr.edu.pl, jerzy.raczyk@uwr.edu.pl, jacek.skurzynski@uwr.edu.pl 2 Instytut Fizyki, Politechnika l ska, Gliwice, ul. Konarskiego 22B, piotr.moska@polsl.pl Lessy Dolnego l ska wyst puj w postaci wielu rozcz onkowanych p atów, które ró ni si mi szo ci, stratygrafi oraz podstawowymi w a ciwo ciami litologicznymi. Lessy oraz osady lessopochodne znajduj si na obszarze Wzgórz Niemcza sko-strzeli skich, Masywu l y, Wzgórz Strzegomskich, Pogórza Kaczawskiego, Pogórza Izerskiego, Obni enia ytawsko- Zgorzeleckiego, Równiny Wroc awskiej, Wzgórz Trzebnickich i Dalkowskich oraz Kotliny K odzkiej (Kida i Jary, 2004). Mo na je podzieli na dwie grupy (Jary i in., 2002): pokrywy lessowe o mi szo ci powy ej 2-3 m, wyró niaj ce si specyficzn morfologi, najcz ciej zró nicowane litostratygraficznie w profilu pionowym, p ytkie (0,3 do 2 m), zazwyczaj bezw glanowe pokrywy py owe, cz sto z domieszkami grubszych frakcji, wyst puj ce w postaci nieci g ych p atów. Pokrywy te wyst puj oddzielnie lub te nawzajem si przenikaj, co zapewne jest dowodem ich wspólnej genezy. Lessy Dolnego l ska posiadaj d ug i bogat histori bada. Charakteryzuj c lessy okolic Sobótki i Wzgórz Trzebnickich, Orth (1872) postulowa ich eoliczn genez na kilka lat przed opublikowaniem fundamentalnych prac Richthofena ( , 1882) popularyzuj cych hipotez eoliczn w literaturze mi dzynarodowej. Problematyka lessowa by a przedmiotem zainteresowa autorów niemieckich map geologicznych Dolnego l ska, a wyniki bada lessów opublikowano w kilku wa nych monografiach geograficzno-geologicznych (np. Czajka, 1931; Berger, 1932; Zeuner, 1935; Schwarzbach, 1942). Dorobek niemieckich geologów nie zosta w a ciwie wykorzystany przez badaczy polskich bezpo rednio po drugiej wojnie wiatowej. P ytkie utwory py owe, zaliczane przez autorów niemieckich do eolicznych lessów, Rokicki (1952 a,b) interpretuje jako lessopodobne, odwapnione glinki eluwialne z domieszk cz ci szkieletowych, powsta e in situ w wyniku wietrzenia ska starszych oraz do glinek deluwialnych, b d cych produktem namycia zwietrzelin. Podobnie Raczkowski (1960, 1969, 1976) charakteryzuje takie utwory zazwyczaj jako py y piaszczyste b d ce rezultatem wietrzenia peryglacjalnego, dopuszczaj c jednak mo liwo udzia u procesów eolicznych w ich powstawaniu. Na podstawie analizy w a ciwo ci litologicznych lessu, gleb kopalnych oraz struktur peryglacjalnych, Jersak (1985, 1991) zakwalifikowa lessy Dolnego l ska do tzw. formacji lessów wilgotnych. Wed ug Jersaka (1985), lessy tej formacji charakteryzuj si niewielkimi mi szo ciami, niemal zupe nym odwapnieniem, brakiem gleb kopalnych oraz stratygraficzn przynale no ci do ostatniego okresu zimnego. Klasyfikacja Jersaka (1985) nie wytrzyma a próby czasu. Nowe badania podj te w ko cu lat 90-tych ubieg ego wieku wykaza y obecno zró nicowanych stratygraficznie sekwencji pó noplejstoce skich lessów na obszarze Wzgórz Niemcza sko-strzeli skich (Ciszek i in., 2001a,b; Jary i in., 2002, 2004a,b; Jary, 2007, 2010), Masywu l y (Kida, 1999; Jary i in., 2001, 2002; Jary, 2007, 2010) oraz Wzgórz Trzebnickich ( nieszko, 1995; Jary, 1996, 2007, 2010;

93 Streszczenia referatów 91 Szponar, 1998; Szponar i Szajdak, 2003; Jary i Ciszek, 2004). Wysokorozdzielcze, multidyscyplinarne badania profili lessowych Dolnego l ska, a zw aszcza sekwencji lessowoglebowej w Bia ym Ko ciele wykaza y, e ich korelacja z innymi sekwencjami lessowymi w Europie oraz z zapisem g bokomorskim jest uzasadniona (Jary, 2007, 2010; Jary i Ciszek, 2013). Rezultaty szczegó owych bada chronologicznych (OSL, 14 C) wskazuj na obecno dwóch g ównych, relatywnie krótkich pó noplejstoce skich faz sedymentacji lessu (dolny i górny plenivistulian) oraz wyst powanie wielu powierzchni erozyjnych i/lub okresów, w których nie dochodzi o do depozycji py u lessowego (Moska i in., 2011, 2012). Dotychczasowe badania lessów Dolnego l ska nie wskazuj na wyst powanie pokryw lessowych starszych ni schy ek przedostatniego zlodowacenia. Ten fakt mo e stanowi istotny argument w dyskusji o korelacji ostatniego zlodowacenia, które obj o obszar Dolnego l ska (zlodowacenia odry), z szóstym morskim stadium izotopowym (MIS 6). Literatura BERGER F., Zur Gliederung des schlesischen Lösses. Zentralblattfür Miner. Geolog. u. Paläontol. 2, CISZEK D., JARY Z., KIDA J., KARAMA SKI P., 2001a. Profil lessowy w Bia ym Ko ciele (Wzgórza Niemcza sko-strzeli skie). W: Jary Z., Kida J., (red), Osady plejstoce skie przedpola Sudetów. XI Seminarium Korelacja stratygraficzna lessów i utworów lodowcowych Polski i Ukrainy, Wroc aw-jarno tówek IX.2001, Instytut Geograficzny Uniw. Wroc., CISZEK D., JARY Z., KIDA J., KARAMA SKI P., 2001b. Profil lessowy w Dankowicach (Wzgórza Niemcza sko-strzeli skie). W: Jary Z., Kida J., (red), Osady plejstoce skie przedpola Sudetów. XI Seminarium Korelacja stratygraficzna lessów i utworów lodowcowych Polski i Ukrainy, Wroc aw-jarno tówek IX.2001, Instytut Geograficzny Uniw. Wroc., CZAJKA W., Der Schlesische Landrücken. Veröff. Schles. Ges. Erdk JARY Z., Chronostratygrafia oraz warunki sedymentacji lessów po udniowo - zachodniej Polski na przyk adzie P askowy u G ubczyckiego i Wzgórz Trzebnickich. Acta Universitatis Wratislaviensis 1766, Studia Geograficzne 63, 103 pp. JARY Z., Zapis zmian klimatu w górnoplejstoce skich sekwencjach lessowo-glebowych w Polsce i w zachodniej cz ci Ukrainy. Rozprawy Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wroc awskiego 1, Wroc aw, 136 pp. JARY Z., Loess-soil sequences as a source of climatic proxies: an example from SW Poland. Geologija 52, 1-4 (69-72), JARY Z., CISZEK D., Ods oni cie lessów w Zapr ynie na Wzgórzach Trzebnickich. W: JARY Z., (red.), Zmiany klimatu zapisane w sekwencjach lessowych. IV Seminarium Lessowe, Strzelin pa dziernika 2004, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wroc awskiego, JARY Z., CISZEK D., Late Pleistocene loess-palaeosol sequences in Poland and western Ukraine. Quaternary International 296, JARY Z., CISZEK D., KIDA J., 2004a. Ods oni cie lessów w Bia ym Ko ciele ko o Strzelina. W: JARY Z., (red.), Zmiany klimatu zapisane w sekwencjach lessowych. IV Seminarium Lessowe, Strzelin pa dziernika 2004, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wroc awskiego, JARY Z., CISZEK D., KIDA J., 2004b. Profil lessów w Dankowicach ko o Strzelina. W: JARY Z., (red.), Zmiany klimatu zapisane w sekwencjach lessowych. IV Seminarium Lessowe, Strzelin pa dziernika 2004, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wroc awskiego, JARY Z., KIDA J., CISZEK D., Ods oni cie lessów w Ksi ginicach Ma ych (Masyw l y). W: JARY Z., KIDA J., (red), Osady plejstoce skie przedpola Sudetów. XI Seminarium Korelacja stratygraficzna lessów i utworów lodowcowych Polski i Ukrainy, Wroc aw-jarno tówek IX.2001, Instytut Geograficzny Uniw. Wroc., JARY Z., KIDA J., SNIHUR M., Lessy i osady lessopochodne w po udniowo-zachodniej Polsce. Czasopismo Geograficzne 73 (1-2), JERSAK J., Poland s loess formations and their facial differentiation. In: Materials on the Issue of Poland s Loesses, Silesian University, Katowice, 1-9. JERSAK J., Lessy formacji umiarkowanie wilgotnej na P askowy u G ubczyckim. W: Jersak J. (red.), Less i osady dolinne, Prace Naukowe Uniwersytetu l skiego w Katowicach, 1107,

94 92 Streszczenia referatów KIDA J., Ksi ginice Ma e. W: Jary Z., (red.), Geneza i wiek pokrywowych utworów pylastych po udniowo-zachodniej Polski, III Seminarium Lessowe Wroc aw-bo ków, 8-10.X.1999, KIDA J., JARY Z., Wyst powanie oraz g ówne cechy lessów i osadów lessopochodnych na terenie Polski SW. W: Jary Z. (red.), Zmiany klimatu zapisane w sekwencjach lessowych. IV Seminarium Lessowe, Strzelin pa dziernika 2004, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wroc awskiego, MOSKA P., ADAMIEC G., JARY Z., OSL Dating and lithological characteristics of Loess deposits from Bia y Ko ció. Geochronometria 38(2), MOSKA P., ADAMIEC G., JARY Z., High resolution dating of loess profile from Bia y Ko ció, south-west Poland. Quaternary Geochronology, vol. 10, ORTH A., Geognostische Durch forschung des Schlesischen Schwemmlandeszwischendem Zobtener und Trebnitzer Gebirge. Wiegandt u. Hempel, Berlin, LVIII, 361 pp. RACZKOWSKI W., Less w okolicach Henrykowa na Dolnym l sku. Biuletyn Peryglacjalny 7, RACZKOWSKI W., Lessy i utwory pylaste Przedgórza Sudeckiego. Archiwum Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wroc awskiego, maszynopis pracy doktorskiej, 149 pp. RACZKOWSKI W., Niektóre problemy genezy lessów Przedgórza Sudeckiego. Biul. Inst. Geogr., 297, RICHTHOFEN F. von, China: Ergebnisse eigner Reisen und darauf gegründeter Studien. Dietrich Reimer, Berlin, 5 vols. RICHTHOFEN F. von, On the mode of origin of the loess. Geol. Mag., 9, ROKICKI J., 1952a. Warunki wyst powania utworów py owych i lessów na Dolnym l sku. Ann. UMCS, B, V (1950), ROKICKI J., 1952b. Lessy i utwory py owe Wzgórz Trzebnickich. Biul. PIG, 65, SCHWARZBACH M., Das Diluvium Schlesiens. N. Jhrb. Miner. Geol. Paläont SZPONAR A., Czwartorz d po udniowo-wschodniej cz ci Wzgórz Trzebnickich. W: Wybrane problemy czwartorz du po udniowo-zachodniej Polski. Acta Universitatis Wratislaviensis 2083, Studia Geograficzne 71, SZPONAR A., SZAJDAK L., Amino acids in Quaternary soil horizons from southwest Poland. European Journal of Soil Science 54, NIESZKO Z., Geologiczne t o stanowiska dolnopaleolitycznego w Trzebnicy. l skie Sprawozdania Archeologiczne 36, ZEUNER F.E., Diluviale Frostspalten in Schlesien. Jhrb. d. Geol. Verein Oberschl., Gleiwitz.

95 Streszczenia referatów 93 ZASTOSOWANIE TOMOGRAFII ELEKTROOPOROWEJ W KARTOGRAFII GEOLOGICZNEJ PRZYK AD Z OKOLIC KRA NIKA (WY YNA LUBELSKA) APPLICATION OF ELECTRICAL RESISTIVITY TOMOGRAPHY IN GEOLOGICAL MAPPING AN EXAMPLE FROM THE VICINITY OF KRA NIK (LUBLIN HIGHLANDS) Miros aw KAMI SKI 1 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4, miroslaw.kaminski@pgi.gov.pl W ostatnich latach obserwuje si zwi kszenie praktycznego zastosowania nowoczesnych metod geofizycznych w kartowaniu geologicznym. Metody geofizyczne s stosowane w celu rozpoznania budowy geologicznej. W badaniach geologicznych stosuje si szerokie spektrum metod geofizycznych np. metody geoelektryczne i sejsmiczne, metod georadarow oraz analiz pó szczegó owego i szczegó owego zdj cia grawimetrycznego i magnetycznego. W pracy omówiono tylko metod tomografii elektrooporowej ERT (Electrical Resistivity Tomography). Badania elektrooporowe wykonano w trakcie realizacji arkusz Kra nik szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1: Arkusz jest po o ony w po udniowo-wschodniej cz ci Polski na Wy ynie Lubelskiej (fig. 1). Obszar arkusza Kra nik w ca o ci znajduje si w obr bie Wzniesie Urz dowskich. Fig. 1. Po o enie arkusza Kra nik SMGP w skali 1: Wzniesienia Urz dowskie s po udniowo-zachodni cz ci Wy yny Lubelskiej. Maj one charakter wysoczyzny o wyrównanych wierzchowinach, rozci tej dolinami rzek oraz charakterystycznymi dla obszarów lessowych w wozami. W ukszta towaniu terenu wyró nia si d uga dolina Wy nicy charakteryzuj ca si asymetri zboczy. Wyra nie wy sze i bardziej strome jest lewe zbocze zbudowane z lessów. Natomiast prawe, zbudowane z osadów kredowych, jest bardziej agodne i s abo zaznacza si w rze bie terenu. Deniwelacje na obszarze arkusza s do

96 94 Streszczenia referatów znaczne, wynosz ce ponad 100 m. Charakterystycznym elementem krajobrazu tych okolic s nieckowate doliny denudacyjne, suche doliny erozyjno-denudacyjne, w wozy (rozwijaj ce si cz sto w obr bie dolin denudacyjnych), i zwi zane z nimi debrza, a z mniejszych form miseczkowate zag bienia bezodp ywowe oraz kot y i studzienki sulfozyjne. Pod k tem geologicznym obszar bada zlokalizowany jest w obr bie paleozoicznego podniesienia radomsko-kra nickiego stanowi cego pod o e po ud-zach. skrzyd a niecki lubelskiej. Pod o e podczwartorzedowe jest zbudowane z utworów jurajskich (bajosu) i kredowych Utwory górnej kredy, reprezentowane przez osady cenomanu, turonu, koniaku, santonu, kampanu i mastrychtu (Po aryski, 1948).Na omawianym obszarze osady czwartorz dowe zachowane s jedynie fragmentarycznie. Pó nocno-wschodnia cz obszaru jest silnie zdenudowana i w wielu miejscach pozbawiona tych utworów. Cz po udniowo-zachodnia jest pokryta mi sz warstw lessów (max. ponad 10m). Pod warstw lessów zalegaj utwory zlodowace rodkowopolskich, czyli piaski i wiry lodowcowe, piaski rezydualne z g azami oraz gliny zwa owe. W ramach prac geofizycznych wykonano 8 profili elektrooporowych. Parametry przekrojów geoelektrycznych: Kras2 d ugo m, rozstaw elektrod co 10 m, pomiar metod Wennera Kras3 d ugo m, rozstaw elektrod co 10 m, pomiar metod Wennera Kras6 d ugo 600 m, rozstaw elektrod co 5 m, pomiar metod Wennera Prace geofizyczne prowadzono sprz tem szwedzkiej produkcji, firmy ABM. System obrazowania LUND sk ada si z miernika o nazwie Terrameter SAS1000, selektora elektrod ES 10-64eC, zestawu 4 kabli na szpulach z 21 wyprowadzeniami o rozstawie 5 i 10 metrów, kompletu stalowych elektrod, akumulatora zasilaj cego. Interpretacj geologiczn profili geofizycznych ERT przedstawiono na fig. 2. Obraz elektrooporowy ERT na profilach Kras2 i Kras3 pozwoli wyinterpretowa strop utworów kredowych na których le niezgodnie utwory czwartorz dowe reprezentowane g ównie przez mi sze lessy. Mi szo lessów maksymalnie wynosi do 15 m. Kras2 Kras3

97 Streszczenia referatów 95 Kras6 Fig. 2. Profile geofizyczne ERT wraz z interpretacj geologiczn Na profilu Kras6 wyró niono kompleks litologiczny opok (oporno ci poni ej 70 ohm) oraz kompleks litologiczny margli z opokami marglistymi (oporno ci powy ej 70 ohm). Stwierdzono, e po rodku profilu wyst puje nag a zmiana w warto ciach oporno ci. Zauwa ono, e pó nocnowschodnia strona profilu charakteryzuje si oporno ciami oko o 30 ohm, a stron po udniowozachodni profilu cechuj warto ci oporno ci ponad 100 ohm. Taka nag a zmiana oraz ró nica w warto ciach oporno ci pomi dzy kompleksami litologicznymi wskazuje jednoznacznie na obecno uskoku. Oszacowano równie jego zrzut, który wyniós oko o 42 m.

98 96 Streszczenia referatów NOWE SPOJRZENIE NA ROZWÓJ I MAKSYMALNY ZASI G WÓD ZASTOISKA WARSZAWSKIEGO NEW PERSPECTIVE OF THE DEVELOPMENT AND MAXIMUM EXTENT OF THE WARSAW ICE DAMMED LAKE Stanis aw LISICKI 1, Miros aw KRAWCZYK 2, Katarzyna POCHOCKA-SZWARC 2 1 Zak ad Surowców Mineralnych i Kopalin Energetycznych, Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4, stanislaw.lisicki@pgi.gov.pl 2 Program Kartografia Geologiczna i Geologia Regionalna, Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4 I. Za o enia: 1. W czasie maksymalnego zasi gu czo a l dolodu zlodowacenia wis y na obszarze Kujaw, Kotliny P ockiej i Polski pó nocno-wschodniej, zwierciad o wód zastoiska warszawskiego si gn o wysoko ci oko o 150 m n.p.m. (dowód: zdegradowane powierzchnie terenu poni ej tej wysoko ci, powy ej maj ce cechy rze by s abo zdenudowanej). 2. Powierzchnia zastoiska oko o tys. km 2, jego zasi g przestrzenny: na zachodzie po Turek i Konin, na po udniu (w rejonie odzi) po Ozorków i G owno, w rejonie doliny Wis y po Pu awy, na wschodzie po Mi sk Mazowiecki i Wysoczyzn Bielsk, na pó nocy po pó nocn cz Równiny Kurpiowskiej (poza obszarem Wysoczyzny Ciechanowskiej i Wysoczyzny Kolne skiej) oraz lokalne zastoisko w Kotlinie Biebrza skiej. 3. Czas wype nienia zastoiska warszawskiego wodami ekstra- i proglacjalnymi od wysoko ci oko o 75 m n.p.m. do wysoko ci oko o 150 m n.p.m. obliczony na oko o lat (na podstawie estymacji zaproponowanej przez Molewskiego, 2014). 4. W czasie transgresji czo a l dolodu akumulacja i ów i mu ków zastoiskowych, w czasie stagnacji czo a akumulacja osadów py owatych i piaszczysto mu kowych o mi szo ci do oko o 2,5 m, w czasie gwa townego sp ywu wód pradolin warszawsko-berli sk (przerwanie zbiornika w rejonie Konina) procesy zmywania i sp ywania osadów oraz tworzenia deluwialnych pokryw gliniastych. II. Problemy regionalne, które mog by rozwi zane w wyniku potwierdzenia powy szych za o e : 1. Wyrazisto rze by moren czo owych w rejonie M awy i Przasnysza efekt przemodelowania (odm odzenia) form w strefie brzegowej zbiornika i utworzenie klifów abrazyjnych. Moreny czo owe powsta y w zlodowaceniu warty, klify w zlodowaceniu wis y podczas maksymalnego zasi gu wód zastoiska warszawskiego. 2. G azy narzutowe o rednicy do 3 m le ce na i ach i mu kach zastoiskowych na ark. Drobin (Frankiewicz, 2013a, b). Osady zastoiskowe powsta y w zlodowaceniu wis y, albo w zlodowaceniu warty (problem do rozwi zania, bo strop tych osadów le y na wysoko ciach oko o 130 m n.p.m.), a g azy narzutowe wytopi y si z gór lodowych p ywaj cych w wodach zastoiska warszawskiego. 3. Pokrywy py owate (tzw. py y truskawkowe) i gliniaste na ark. Czerwi sk nad Wis (Krawczyk, Pochocka-Szwarc, 2017). Nie s to osady eluwialne i wodnomorenowe zlodowacenia warty, powsta y jako osady facji zbiornikowych i zbiornikowo-deluwialnych w zlodowaceniu wis y w czasie maksymalnego zasi gu wód zastoiska warszawskiego i w okresie sp ywu jego wód. 4. Cienkie pokrywy gliniaste wykartowane na obszarach arkuszy Serock (Frankiewicz, 2017) i Pu tusk (Krzywicki, 2017), okre lone jako m odsze gliny zwa owe zlodowacenia warty. S to

99 Streszczenia referatów 97 gliny zbiornikowo-deluwialne zlodowacenia wis y i powsta y w czasie maksymalnego zasi gu wód zastoiska warszawskiego i w okresie sp ywu jego wód. 5. Tarasy kemowe na stokach wzgórza na ark. Maków Mazowiecki (Brzezi ski, 2017), których wiek powi zano ze zlodowaceniem warty. Starasowania powsta y w zlodowaceniu wis y i s tarasami abrazyjnymi zbiornika zastoiskowego powsta ymi w czasie maksymalnego zasi gu wód zastoiska warszawskiego. 6. Stanowiska interglacja u eemskiego przykryte osadami gliniastymi (Morawski, 2001). S to gliny i piaski gliniaste zbiornikowo-deluwialne, powsta e w zlodowaceniu wis y w czasie sp ywu wód z zastoiska warszawskiego. 7. Rozleg e powierzchnie (ponad 30 km 2 ) wyst powania mu ków i piasków zastoiskowych (wysoko ci ich stropu oko o 120 m n.p.m.), w ród osadów sandrowych, na ark. Myszyniec (Koz owska, Koz owski, 1998) i osady zastoiskowe pod cielaj ce osady sandrowe na obszarze Równiny Kurpiowskiej (Ba uk, 1991). Nie s to osady zlodowacenia warty, tylko zastoiska warszawskiego, którego wody by y podparte czo em l dolodu zlodowacenia wis y. 8. Osady zastoiskowe tzw. zbiornika augustowskiego przykryte osadami sandrowymi (Ber, 2000). S to osady lokalnego (by mo e po czonego z zastoiskiem warszawskim) zastoiska znajduj cego si na obszarze Równiny Augustowskiej i Kotliny Biebrza skiej, akumulowane w czasie transgresji i maksymalnego zasi gu zlodowacenia wis y. 9. Osady lessopodobne w rejonie rodkowego Mazowsza (Ró ycki, 1972, Baraniecka, 1982, Nowak, Skompski, 2000). Nie s to osady o genezie eolicznej ani zwietrzelinowej, lecz osady zastoiska warszawskiego tworz ce si w czasie od postoju maksymalnego zasi gu czo a l dolodu zlodowacenia wis y do momentu odp ywu wód z zastoiska warszawskiego. 10. Rozleg e sto ki nap ywowe w rejonie na pó noc od odzi i w rejonie yrardowa oraz na pó noc od Mi ska Mazowieckiego sypane (cz ciowo subakwalnie?) w czasie przyboru wód w zastoisku warszawskim i w czasie maksymalnego zasi gu wód tego zastoiska. 11. Du a ilo g azów i wirów narzutowych wyst puj ca na przedpolu maksymalnego zasi gu l dolodu zlodowacenia wis y przede wszystkim w Polsce pó nocno-wschodniej wytopiona z gór lodowych p ywaj cych w wodach zastoiska warszawskiego; zag bienia bezodp ywowe bez osadów interglacja u eemskiego wyst puj ce na przedpolu ostatniego l dolodu (np. w rejonie G bina, Lisicki, 2017) obni enia powsta e po wytopieniu gór lodowych osiad ych na dnie zastoiska warszawskiego w czasie gwa townego odp ywu wód tego zbiornika; cienkie gliny wyst puj ce w stropowych cz ciach kompleksu plejstoce skiego w Polsce pó nocnowschodniej na przedpolu zasi gu l dolodu stadia u górnego zlodowacenia wis y (dawniej czone stratygraficznie ze stadia em rodkowym tego zlodowacenia Lisicki, 2003) osady o genezie sp ywowej powsta e w proksymalnej cz ci zastoiska warszawskiego na przedpolu czo a l dolodu ostatniego zlodowacenia. III. Prace terenowe, laboratoryjne i koncepcyjne: 1. Analiza budowy geologicznej na arkuszach SMGP 1: (oko o arkuszy), których powierzchnie znajduj si na przewidywanym obszarze zastoiska warszawskiego. 2. Rekonesans terenowy wzd u przypuszczalnych granic zastoiska warszawskiego. 3. Szczegó owe badania terenowe w stanowiskach i obszarach zasygnalizowanych w punktach II Pobranie próbek osadów py owatych i piaszczysto-mu kowych do bada wieku metod OSL oraz do bada obtoczenia i zmatowienia ziaren kwarcu; analiza otrzymanych danych. 5. Przedstawienie koncepcji rozwoju zastoiska warszawskiego zak adaj cej wzrost maksymalnego poziomu jego wód do wysoko ci oko o 150 m n.p.m.

100 98 Streszczenia referatów Literatura BA UK A., Czwartorz d dorzecza dolnej Narwi (pó nocno-wschodnie Mazowsze). Pr. Pa stw. Inst. Geol. 130: BARANIECKA M.D., Sytuacja geologiczna i rozmieszczenie wydm okolic Warszawy. Rocz. Glebozn. 33, 3-4: BER A., Plejstocen Polski pó nocno-wschodniej w nawi zaniu do g bszego pod o a i obszarów s siednich. Pr. Pa stw. Inst. Geol. 170; BRZEZI SKI M., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Maków Mazowiecki (371), reambulacja, wraz z obja nieniami. Narod. Arch. Geol., Warszawa. FRANKIEWICZ A., 2013 a. Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Drobin (406). Pa stw. Inst. Geol.-Pa stw. Inst. Bad., Warszawa. FRANKIEWICZ A., 2013 b. Obja nienia do Szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Drobin (406). Pa stw. Inst. Geol.-Pa stw. Inst. Bad., Warszawa. FRANKIEWICZ A., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Serock (450), reambulacja, wraz z obja nieniami. Narod. Arch. Geol., Warszawa. KOZ OWSKA A., KOZ OWSKI I., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Myszyniec (255). Pa stw. Inst. Geol., Warszawa. KRAWCZYK M., POCHOCKA-SZWARC K., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Czerwi sk nad Wis (485), reambulacja, wraz z obja nieniami. Narod. Arch. Geol., Warszawa. KRZYWICKI T., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Pu tusk (411), reambulacja, wraz z obja nieniami. Narod. Arch. Geol., Warszawa. LISICKI S., Linotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis y. Pr. Pa stw. Inst. Geol. 177: LISICKI S., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. G bin (482), reambulacja, wraz z obja nieniami. Narod. Arch. Geol., Warszawa. MOLEWSKI P., Paleogeograficzne uwarunkowania odp ywu wód z zastoiska warszawskiego dolin Bachorzy i pradolin warszawsko-berli sk w czasie stadia u g ównego zlodowacenia wis y. Landform Analysis, 25: MORAWSKI W., Czy ostatnie zlodowacenie obejmowa o wschodnie Mazowsze i Podlasie? Prz. Geol., 49, 6: NOWAK J., SKOMPSKI S., Obja nienia do Szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Modlin (486). Pa stw. Inst. Geol.-Pa stw. Inst. Bad., Warszawa. RÓ YCKI S.Z., Plejstocen Polski rodkowej na tle przesz o ci w górnym trzeciorz dzie. Wyd. II. PWN. Warszawa.

101 Streszczenia referatów 99 ZMIANY RODOWISKA PRZYRODNICZEGO NA PRZE OMIE EEM/VISTULIAN I WE WCZESNYM VISTULIANIE (NA PODSTAWIE BADA Z REGIONU ÓDZKIEGO) CHANGES IN THE NATURAL ENVIRONMENT AT THE TURN OF EEM/VISTULIAN AND EARLY VISTULIAN (BASED ON RESEARCH FROM THE LODZ REGION) Aleksandra MAJECKA 1, Jacek FORYSIAK 2, Leszek MARKS 3, Daniel OKUPNY 4 1 Zak ad Geologii Klimatycznej, Instytut Geologii Podstawowej, Wydzia Geologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, ul. wirki i Wigury 93, a.majecka@uw.edu.pl 2 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Wydzia Nauk Geograficznych, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, jacek.forysiak@geo.uni.lodz.pl 3 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4, leszek.marks@pgi.gov.pl 4 Zak ad Ekorozwoju i Kszta towania rodowiska Geograficznego, Instytut Geografii, Uniwersytet Pedagogiczny im. KEN w Krakowie, Kraków, ul Podchor ych 2, daniel.okupny@up.krakow.pl Region ódzki jest cz ci obszaru ni owego Polski, bogat w osady biogeniczne, jeziornotorfowiskowe, akumulowane od schy ku zimnego pi tra warty (MIS 6) do dolnego plenivistulianu (MIS 4). Jednym z istotnych etapów przemian rodowiska przyrodniczego by o przej cie z warunków klimatu umiarkowanego ko ca interglacja u do zimnego (subpolarnego) klimatu wczesnego vistulianu. Zapis tych zmian w osadach organicznych i mineralno-organicznych pozwala na rekonstrukcje paleoklimatyczne i paleohydrologiczne oraz na identyfikacj procesów rze botwórczych. W regionie znajduje si kilkadziesi t stanowisk z osadami tak wskazanego przedzia u czasu, udokumentowanych metodami paleobotanicznymi i geologicznymi. Cz z nich pozwala na prze ledzenie pe nego cyklu glacjalno-interglacjalnego m.in. Rudunki (Jastrz bska-mame ka, 1985), Kaliska (Roman, 2016), Besiekierz (Kopikowa, 1991) i Ustków (Klatkowa, Za oba, 1991). Jednak dla uj cia sformu owanego w tytule problemu wykorzysta mo na tak e stanowiska, gdzie w osadach dobrze reprezentowany jest przej ciowy odcinek eem/vistulian. W prowadzonych od kilku lat badaniach na Wysoczy nie ódzkiej rozpoznano nowe stanowiska (m.in. abieniec Po udniowy, Rogów) oraz przeanalizowano ponowne osady udokumentowane w stanowisku Józefów w latach 60-tych XX. W profilu abieniec Po udniowy wyró niono 11 lokalnych poziomów py kowych, w tym dwa przypisane do schy ku zimnego okresu warty i pi do interglacja u eemskiego (fazy od E1 do E7), ale prawdopodobny jest brak ci g o ci zapisu w jego cz ci pocz tkowej (Majecka 2014, Majecka i in. 2016). Kolejne cztery LPAZ prezentuj obraz py kowy wczesnego vistulianu. Profil o d ugo ci 1,6 m opracowany w stanowisku Józefów przez Sobolewsk (Sobolewska, 1966; Dylik, 1967) przedstawia zapis interglacja u eemskiego i wczesnego vistulianu (MIS 5c). Analizowany obecnie profil wskazuje na rozpocz cie akumulacji biogenicznej w zbiorniku ju w schy ku warty. Inne opublikowane wyniki analiz palinologicznych z obszaru Wysoczyzny ódzkiej to przede wszystkim Zgierz-Rudunki (Jastrz bska-mame ka, 1985), w którym wyró niono 15 LPAZ, w tym dwa przypisane do schy ku warty; inne pokazuj ci g y zapis interglacja u eemskiego i ca ego wczesnego vistulianu, a po pocz tek plenivistulianu. Prowadzone aktualnie badania paleobotaniczne w nowych stanowiskach Rogów i Pie ki Biela skie wskazuj na znacznie krótszy zapis py kowy w osadach, obejmuj cy niepe ny interglacja i przej cie we wczesny vistulian zaznaczone w zmianie osadów z biogenicznych na mineralno-biogeniczne.

102 100 Streszczenia referatów Ma e, izolowane zbiorniki po o one w strefach wododzia ów (Majecka i in. 2016, Forysiak i in. 2017), tak jak abieniec czy Józefów, ale równie Rogów i Pie ki Biela skie by y bardziej podatne na deficyt wody w suchszych fazach eemu czy wczesnego vistulianu ni znacznie lepiej uwilgocone zbiorniki otoczone wi kszymi zlewniami bezpo rednimi, jak Zgierz-Rudunki czy po o one na obszarze p askiej równiny jak w Besiekierzu. Wyrazem takich zmian mo e by znacznie wi kszy udzia torfów w zbiornikach w abie cu czy w Józefowie, ale w przypadku bardzo ma ych zbiorników ich szybkie zanikanie, jak w przypadku stanowisk Rogów i Pie ki Biela skie. Zmiany wilgotno ciowo-termiczne przek ada y si tak e na stan pokrycia ro linnego na stokach kopalnych zbiorników, stymuluj c dostaw denudowanego materia u mineralnego. Jego udzia w osadach jeziornych i torfowych wszystkich zbiorników po o onych na wododzia ach jest znaczny, a uziarnienie uzale nione jest bezpo rednio od litologii otaczaj cej zbiorniki zlewni. Badania zrealizowano dzi ki finansowaniu z bud etu Narodowego Centrum Nauki w ramach projektu 2014/15/B/ST10/ Literatura DYLIK J., G ówne elementy paleogeografii m od-szego plejstocenu Polski rodkowej. W: R. Galon, J. Dylik (red.) Czwartorz d Polski. PWN, Warszawa: FORYSIAK J., MAJECKA A., MARKS L., TO OCZKO-PASEK A., OKUPNY D., Cechy litologiczne wype nie wybranych zag bie bezodp ywowych obszaru Wysoczyzny ódzkiej. Acta Geographica Lodziensia 106: JANCZYK-KOPIKOWA Z Problemy palinostratygrafii glacjalnego plejstocenu Polski z uwzgl dnieniem wyników analizy py kowej osadów interglacjalnych z Besiekierza ( rodkowa Polska). Annales UMCS, Sect. B, 46 (6): JASTRZ BSKA-MAME KA M., Interglacja eemski i wczesny vistulian w Zgierzu-Rudunkach na Wy ynie ódzkiej. Acta Geographica Lodziensia 53: KLATKOWA H., ZA OBA M., Kszta towanie budowy geologicznej i rze by po udniowego obrze enia Basenu Uniejowskiego. W: W. Stankowski (red.) Przemiany rodowiska geograficznego obszaru Konin-Turek. Wyd. UAM, Pozna : ROMAN M., Pojezierze eemskie: uwagi o genezie i zaniku jezior polodowcowych centralnej Polski. Acta Geographica Lodziensia 105: MAJECKA A., The palynological record of the Eemian Interglacial and Early Vistulian Glacia-tion in deposits of the abieniec Po udniowy fossil basin ( ód Plateau, Central Poland), and its palaeogeographic significance. Acta Palaeobotanica 54(2): MAJECKA A., BALWIERZ Z., FORYSIAK J., TWARDY J., Eemian and Vistulian (Weichselian) develop-ment of the meltout depression on the water-shed between the Mroga and Mro yca Rivers (Central Poland) based on lithological and pol-len analysis. Quaternary International SOBOLEWSKA M., Wyniki bada paleobotanicz-nych nad eemskimi osadami z Józefowa na Wy ynie ódzkiej. Biuletyn Peryglacjalny 15:

103 Streszczenia referatów 101 ZNACZENIE STANOWISK STRATOTYPOWYCH W STRATYGRAFII CZWARTORZ DU POLSKI AN INPUT OF KEY SITES TO THE STRATIGRAPHY OF POLAND Leszek MARKS 1 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4, leszek.marks@pgi.gov.pl Dzisiejszy podzia stratygraficzny czwartorz du Polski powstawa g ównie w ci gu ostatnich kilkudziesi ciu lat, a wyró nianym jednostkom stratygraficznym nadawano przewa nie nazwy lokalne. Takie jednostki obejmuj osady o naturalnym nast pstwie i powi zane ze sob na podstawie ich wspólnych cech diagnostycznych i granic rozdzielaj cych. Definiowano je na podstawie kryteriów litologicznych i paleontologicznych, a tak e odniesienia do form rze by terenu, zmian klimatu i wieku. S to jednostki stratygraficzne o charakterze lokalnym lub regionalnym, ale nieformalne, poniewa dla ich ustanowienia nie zosta y spe nione zalecenia Mi dzynarodowej Komisji Stratygrafii (por. Marks i in., 2014). Formalizowanie jednostek stratygraficznych, jak równie ustanawianie nowych i rewizja istniej cych wymaga spe nienia szeregu kryteriów, z których poza nazw najwa niejsze to rodzaj i ranga jednostki, lokalizacja stratotypu (czyli wyst powania profilu lub obszaru typowego), uzasadnienie celowo ci wydzielania, wskazanie cech diagnostycznych i precyzyjnych kryteriów wyznaczania granic oraz wieku. Granice jednostki stratygraficznej powinny mo liwie dok adnie pokrywa si z zasi giem wyst powania cech diagnostycznych tej jednostki. Korelacja stratygraficzna polega na wskazaniu odpowiedników wiekowych lub ci g o ci obocznej osadów w ró nych obszarach na podstawie ró nych kryteriów (np. skamienia o ci, litologii, danych radiometrycznych, znamion klimatu). Prowadzi ona do stopniowej redukcji jednostek lokalnych na rzecz regionalnych i globalnych. Stratotyp jest wybranym profilem geologicznym (ods oni cie, otwór wiertniczy), który zawiera wzorcowe nast pstwo warstw dla danej jednostki lub granicy stratygraficznej i powinien by w jak najwi kszym stopniu reprezentatywny dla wyró nianej jednostki. Nie musi zawiera wszystkich zmian litologicznych czy facjalnych, ale powinien stanowi podstaw klarownej, jednolitej, trwa ej i jednoznacznej definicji stratygraficznej. W stratygrafii czwartorz du zwykle wyznaczane s stratotypy z o one, utworzone przez powi zanie kilku stratotypów cz stkowych, czyli obejmuj cych cz ci profilu danej jednostki stratygraficznej. Z kolei obszar stratotypowy (typowy) jednostki lub granicy stratygraficznej to rejon wyst powania stratotypu, a w przypadku jego braku jest to obszar, na którym dokonano danego wyró nienia stratygraficznego po raz pierwszy. Dla stratotypów powinny by przeprowadzone wszechstronne badania, przede wszystkim litologiczne, paleontologiczne i geochemiczne, wsparte przez wiarygodne datowanie osadów oraz ewentualnie, przez uzasadnion korelacj ze morskimi stadiami izotopowymi (MIS). Wi kszo stanowisk traktowanych w Polsce jako wzorcowe dla stratygrafii czwartorz du zosta a na ogó do jednostronnie i fragmentarycznie rozpoznana, a w szczególno ci nie posiada wystarczaj cego umocowania geochronologicznego. Tym samym przyporz dkowywanie zdefiniowanym w nich jednostkom stratygraficznym okre lonej pozycji w tabeli stratygraficznej ma cz sto charakter arbitralny, podobnie jak odnoszenie wyró nianych ciep ych i zimnych jednostek klimatostratygraficznych o ró nym rodowodzie historycznym oraz niekompletnej dokumentacji do morskich stadiów izotopowych.

104 102 Streszczenia referatów W tabeli stratygraficznej czwartorz du Polski najlepiej udokumentowane zosta o po o enie interglacja ów (fig. 1): podlaskiego (augustowskiego), mazowieckiego, ferdynandowskiego i eemskiego oraz holocenu, co okre li o sytuacj geologiczn poprzedzaj cych i nast puj cych po nich zlodowace. Fig. 1. Korelacja g ównych jednostek stratygraficznych czwartorz du Polski i Europy Zachodniej. MIS morskie stadia izotopowe; jednostki o nieudokumentowanej pozycji stratygraficznej zaznaczono kursyw Pozycja interglacja u podlaskiego (augustowskiego) zosta a udokumentowana w stanowiskach Ko czyce w rejonie Cieszyna i Kalejty w rejonie Augustowa, gdzie wyznaczono granic epok paleomagnetycznych epok Brunhes i Matuyama (która znajduje si w MIS 19) i tym samym okre lono pozycj stratygraficzn zlodowace Nidy i Sanu 1 (Lindner i in., 2014). Przez porównanie ze wska nikami paleoklimatu wyznaczonymi w rdzeniach osadów g bokomorskich u wybrze y Portugalii (Bi ka, Marks, 2018) okre lono po o enie interglacja ów ferdynandowskiego (MIS 15 i cz MIS 14) oraz mazowieckiego (cz MIS 11), co jednoznaczne wyznaczy o po o enie zlodowacenia Sanu 2. M odsza cz czwartorz du (MIS 6-1) znajduje si cz ciowo w zasi gu metod OSL i radiometrycznej, a ponadto po o enie i korelacja interglacja u eemskiego w europejskich podzia ach stratygraficznych czwartorz du nie budzi w tpliwo ci. Tym samym korelacja zlodowace odry i wis y odpowiednio z MIS 6 i 5d-2 oraz wiek dolnej granicy holocenu s w pe ni wiarygodne. Literatura BI KA K., MARKS L., Terrestrial versus marine archives: biostratigraphical correlation of the Middle Pleistocene lacustrine records from central Europe and their equivalents in the deep-sea cores from the Portuguese margin. Geological Quarterly 62 (1): 69-80, LINDNER L., MARKS L., NITA M., Climatostratigraphy of interglacials in Poland: Middle and Upper Pleistocene lower boundaries from a Polish perspective. Quaternary International, 292: , MARKS L., BER A., LINDNER L. (red.), Zasady polskiej klasyfikacji i terminologii stratygraficznej czwartorz du. Polska Akademia Nauk, Komitet Bada Czwartorz du, Warszawa: s. 72.

105 Streszczenia referatów 103 PRAKTYCZNE ASPEKTY DATOWANIA LUMINESCENCYJNEGO OSADÓW CZWARTORZ DOWYCH PRACTICAL ASPECTS OF LUMINESCENCE DATING OF QUATERNARY SEDIMENTS Piotr MOSKA 1 1 Zak ad Zastosowa Radioizotopów, Instytut Fizyki Centrum Naukowo-Dydaktyczne Politechniki l skiej, Gliwice, ul. Konarskiego 22B, piotr.moska@polsl.pl Datowanie utworów geologicznych z wykorzystaniem optycznie stymulowanej luminescencji (OSL) zosta o zapocz tkowane w 1985 roku przez Huntleya (Huntley i in., 1985). Wraz z rozwojem technik pomiarowych i udoskonaleniem sprz tu pomiarowego mo liwe sta o si datowanie osadów m odych i bardzo m odych o wieku zaledwie kilkunastu lat (Ballarini i in., 2003), a dzi ki opracowaniu nowych metod pomiarowych (Thiel i in., 2011; Wang i in., 2006) tak e mo liwe jest datowanie osadów a do kilkuset tysi cy lat. Metody luminescencyjne bazuj na dozymetrycznych w a ciwo ci minera ów kwarcu i skalenia. W a ciwo ci te pozwalaj na gromadzenie w strukturze krystalograficznej tych minera ów efektów oddzia ywania z promieniowaniem jonizuj cym, którego ród em s d ugo yciowe izotopy uranu, toru i potasu, wchodz ce w sk ad wszystkich utworów geologicznych na Ziemi. Poniewa ilo tych efektów jest proporcjonalna do czasu, wi c ich pomiar w postaci sygna u luminescencyjnego pozwala nam na okre lenie wieku badanego osadu. W tym przypadku wiek badanego osadu rozumiany jest, jako czas jaki up yn od ostatniej ekspozycji badanego materia u na wiat o s oneczne (fig. 1), gdy w naturze jest to praktycznie jedyny czynnik zeruj cy sygna luminescencyjny (mo liwe jest tak e usuwanie sygna u luminescencyjnego w wyniku oddzia ywania wysokiej temperatury, jednak w naturze ten czynnik praktycznie nie wyst puje). Tak wi c wiek luminescencyjny powinien odpowiada wiekowi geologicznemu, gdy ziarna mineralne wchodz ce w sk ad osadu przed depozycj by y wystawione na dzia anie wiat a s onecznego. Fig. 1. Ideowy schemat przedstawiaj cy proces akumulacji i zerowania sygna u luminescencyjnego Wykorzystuj c metod OSL mo na z powodzeniem datowa wi kszo utworów geologicznych, metoda ta wypar a wcze niej stosowan metod termoluminescencji (TL). Powszechne zastosowanie metody OSL wi e si tak e ze znacznie wi ksz wiarygodno ci uzyskiwanych rezultatów, gdy wykorzystanie tej metody znacz co zwi ksza prawdopodobie stwo spe nienia podstawowego za o enia na którym bazuj metody luminescencyjne, czyli resetowanie sygna u luminescencyjnego podczas redepozycji osadu. Na fig. 2 przedstawiony jest

106 104 Streszczenia referatów proces resetowania sygna u luminescencyjnego dla tego samego materia u kwarcu i skalenia oraz ró nice w rejestrowanym sygnale luminescencyjnym w ramach tego do wiadczenia (Godfrey- Smith i in., 1988). Fig. 2. Wykres zaniku sygna u luminescencji w wyniku ekspozycji na wiat o s oneczne (Godfrey-Smith i in. 1988) atwo zauwa y, e ekspozycja na dzia anie wiat a s onecznego w kwarcu przez 20 godzin dla metody TL jest równoznaczne z czasem zaledwie kilkunastosekundowym dla metody OSL. Ponadto ekspozycja oko o 30 minutowa dla kwarcu jest równoznaczna praktycznie z ca kowitym wybieleniem materia u. W rzeczywisto ci bardzo cz sto spotka mo na materia geologiczny, który zawiera mieszanin ziaren o ró nym stopniu wybielenia, a wi c taki w którym nie wszystkie ziarna kwarcu eksponowane by y wystarczaj co d ugo na dzia anie wiat a s onecznego. Tak wi c stosunkowo cz sto mo emy mówi o niespe nieniu podstawowych za o e dla metody OSL, jaki wi c by by sens stosowania metody TL? Metoda TL ma wci okre lone mo liwo ci aplikacji, wsz dzie tam gdzie materia by wygrzany do oko o 500 C mo emy mówi o ca kowitym zerowaniu sygna u luminescencyjnego (TL i OSL), wi c obiekty archeologiczne w postaci cegie czy ceramiki mo na datowa obiema metodami. W celu otrzymania wieku badanego osadu niezb dny jest pomiar dawki rocznej i dawki równowa nej oraz zastosowanie prostej formu y: Wiek= De / Dr, gdzie De jest dawk równowa n wyznaczan przy pomocy czytnika luminescencji, natomiast Dr jest dawk roczn wyznaczan najcz ciej przy pomocy spektrometru pó przewodnikowego. Dawka roczna wyznaczana jest z równania Dr = d + d + dc, gdzie d, d, dc oznaczaj odpowiednio dawki dla promieniowania, oraz od promieniowania kosmicznego. W celu przeprowadzenia pomiarów spektrometrycznych, nale y odpowiednio przygotowa oko o g materia u, dla którego chcemy zmierzy koncentracj interesuj cych nas izotopów. Koncentracje pierwiastków odpowiedzialnych za promieniowanie jonizuj ce (U, Th i K) s mierzone przy u yciu spektrometru pó przewodnikowego wysokiej rozdzielczo ci. Jedn ze sk adowych ca kowitej dawki rocznej jest dawka pochodz ca od promieniowania kosmicznego, a któr okre la si przy pomocy równania zaproponowanego przez Prescotta i Huttona (1994). Uzyskana dawka roczna (Adamiec, Aitken, 1998; Guerin i in., 2011) zawiera tak e zawsze poprawk na wilgotno opisan przez Aitkena (1985). W celu wyznaczenia dawki równowa nej nale y wyekstrahowa czysty kwarc z osadu dostarczonego do badania. Ca y proces przebiega musi przy o wietleniu wiat em czerwonym lub pomara czowym, które nie powoduje usuwania naturalnego sygna u luminescencyjnego

107 Streszczenia referatów 105 z kwarcu. Pierwszym etapem jest przesianie ca o ci materia u na sitach o ró nej rednicy (od 45 do 200 μm) i uzyskaniu najbardziej interesuj cej nas frakcji ziaren, która jest najbardziej reprezentatywna dla danego typu materia u. Frakcja ta nast pnie jest traktowana kwasem solnym (20%) w celu usuni cia w glanów z próbki, a nast pnie perhydrolem w celu usuni cia materii organicznej. Pomi dzy poszczególnymi krokami preparatyki chemicznej, próbka jest p ukana wod destylowan. Niezmiernie istotnym krokiem jest separacja g sto ciowa przy u yciu poliwolframianu sodu, gdzie wyseparowany zostaje materia o g sto ci odpowiadaj cej g sto ci kwarcu od 2.62 g/cm 3 do 2.75 g/cm 3. Ostatnim krokiem jest traktowanie st onym (40%) kwasem fluorowodorowym w celu usuni cia zewn trznej warstwy ziaren kwarcu (oko o 10 m) odpowiedzialnej za absorbcj dawki od promieniowania alfa (Aitken 1985, 1998). Tak wyekstrahowany kwarc mo na u ywa do pomiarów luminescencji w czytnikach luminescencji. W czytnikach luminescencji umieszcza si porcje kwarcu (jedn porcj stanowi zazwyczaj kilkaset ziaren), mocuj c je przy pomocy sprayu silikonowego do stalowych talerzyków (maj cych 10 mm rednicy). W automatycznym czytniku luminescencji Daybreak 2200 TL/OSL (Bortolot, 2000) mo na jednocze nie zamontowa na obrotowym talerzu do 60 stalowych talerzyków z kwarcem lub skaleniem. Daybreak 2200 u ywa niebieskich diod stymuluj cych o d ugo ci fali 470±4 nm, i nat eniu oko o 60 mw/cm 2. Czytnik ten wyposa ony jest tak e w diody emituj ce wiat o podczerwone o d ugo ci fali 880±4 nm i nat eniu 68 mw/cm 2, stosowane do pomiarów luminescencji emitowanej przez skalenie. Do napromieniania kwarcu podczas procedury pomiarowej u ywane jest wykalibrowane ród o beta 90 Sr/ 90 Y zainstalowane w czytniku, emituj ce promieniowanie o mocy 5 Gy/min. Przy okre laniu dawki równowa nej u ywa si procedury regeneracyjnej pojedynczych porcji w skrócie SAR (single-aliquot regenerative-dose) (Murray, Wintle 2000). Procedura SAR u yta w naszych pomiarach zawiera a nast puj ce kroki: 1. Napromienianie dawk beta Di, 2. Wygrzewanie wst pne w temperaturze 260 C przez 10 s, 3. Stymulacja wiat em niebieskim w temperaturze 125 C i rejestracja luminescencji przez 100 s, 4. Napromienianie dawk testow beta Dt (oko o 10% dawki naturalnej), 5. Wygrzewanie w temperaturze 220 C przez 0 s, 6. Stymulacja wiat em niebieskim w temperaturze 125 C i rejestracja luminescencji przez 100 s. Wynikiem rejestracji naturalnej luminescencji dla próbki oraz luminescencji uzyskanej po napromienieniu okre lonymi dawkami beta powstaje tak zwana krzywa wzrostu, której przyk ad prezentuje figura nr. 3 (oprócz krzywej wzrostu przedstawiona jest typowa krzywa zaniku luminescencji). Krzywa ta powstaje przez dopasowanie odpowiedniej funkcji (najcz ciej ekspotencjalnej) do punktów pomiarowych. Wynikiem analizy ka dej krzywej wzrostu jest wyliczenie dawki ekwiwalentnej wraz z niepewno ci. Fig. 3. Krzywa wzrostu jako efekt zastosowania procedury SAR dla jednej porcji kwarcu (krzywa zaniku luminescencji przedstawiona jest poni ej krzywej wzrostu)

108 106 Streszczenia referatów Dla ka dej analizowanej próbki zazwyczaj pomiary przeprowadza si dla kilkunastu oddzielnych porcji kwarcu, wi c analizuje si tak e kilkana cie ró nych krzywych wzrostu otrzymanych w procesie pomiarowym. W celu okre lenia finalnej warto ci dawki równowa nej nale y zastosowa odpowiedni model statystyczny zaproponowany przez Galbraitha (Galbraith i in., 1999). Wprowadzenie do ko cowego opracowania wyników jasno okre lonego modelu statystycznego pozwala na porównanie otrzymanych rezultatów z innymi o rodkami zajmuj cymi si datowaniem luminescencyjnym. Typowy przyk ad prezentacji wyników luminescencyjnych przedstawia figura 4. Fig. 4. Wykres rozk adu g sto ci prawdopodobie stwa dla dwóch ró nych próbek, jako typowe przyk ady prezentacji wyników luminescencyjnych Galbraith (Galbraitha i in., 1999) opracowa dwa podstawowe modele statystyczne: central age model i minimum age model, które powinno si stosowa w zale no ci od parametru overdyspersji ( OD ). Parametr ten odnosi si do rozk adu warto ci dawki ekwiwalentnej dla poszczególnych próbek i wzrasta wraz z ich rozrzutem. Fig. 4 przedstawia dwa ró ne przyk ady rozrzutu otrzymanych warto ci w próbce uzyskanych dla okre lonych próbek w profilu lessowym z Bia ego Ko cio a. Przyk ady te ilustruj jak ró ne mog by wyniki poszczególnych porcji kwarcu w obr bie jednej próbki. Dla przedstawionych próbek parametry overdyspersji wynosi y odpowiednio 5% i 19%, ale zgodnie z zaleceniami Galbraitha (Galbraitha i in., 2005) dla parametru overdyspersji poni ej 20% nale y stosowa central age model. Bardzo wa nym jest, aby nie interpretowa wielomodalnych rozk adów g sto ci prawdopodobie stwa, którego przyk adem jest rozk ad po prawej stronie na fig. 4 jako mo liwo ci wyst powania trzech niezale nych rezultatów pomiarów (wyst puj widoczne trzy maksima g sto ci prawdopodobie stwa), gdy takie post powanie by o by nadinterpretacj otrzymanych rezultatów i mog oby prowadzi do zafa szowania prawdziwego wieku osadu. Literatura ADAMIEC G., AITKEN M.J., Dose-rate conversion factors: update. Ancient TL 16(2): AITKEN M.J., Thermoluminescence Dating. London. Academic Press: 359 pp. AITKEN M.J., An introduction to optical dating. Oxford. Oxford University Press: 267 pp. BALLARINI M., WALLINGA J., MURRAY A.S., VAN HETEREN S., OOST A.P., BOS A.J.J., VAN EIJK C.W.E., Optical dating of young coastal dunes on a decadal time scale. Quat. Sci. Rev. 22: BERGER G.W., An alternate form of probability- distribution plot for De values. Antient TL 28: BORTOLOT V.J., A new modular high capacity OSL reader system. Radiation Measurements 32: GALBRAITH R.F., ROBERTS R.G., LASLETT G.M., YOSHIDA H., OLLEY J.M., Optical dating of single and multiple grains of quartz from Jinminum Rock Shelter, Northern 12 Australia. Part I, experimental design and statistical models. Archaeometry 41:

109 Streszczenia referatów 107 GALBRAITH R.F., ROBERTS R.G., YOSHIDA H., Error variation in OSL palaeodose estimates from single aliquots of quartz: a factorial experiment. Radiation Measurements 39: GODFREY-SMITH D.I., HUNTLEY D.J., CHEN W.H., Optical dating studies of quartz and feldspar sediment extracts. Quaternary Science Reviews 7: GUERIN G., MERCIER N., ADAMIEC G., Dose-rate conversion factors: update. Ancient TL 29: 5-8. HUNTLEY D.J., GODFREY-SMITH D.I., THEWALT M.L.W., Optical dating of sediments. Nature 313: MOSKA P., ADAMIEC G., JARY Z., High resolution dating of loess profile from Bia y Ko ció, south-west Poland. Quaternary Geochronology 10: MURRAY A.S., WINTLE A.G., Luminescence dating of quartz using an improved single aliquot regenerative-dose protocol. Radiation Measurements 32: PRESCOTT J.R., HUTTON J.T., Cosmic ray contributions to dose rates for luminescence and ESR dating: large depths and long-term time variations. Radiation Measurements 23: THIEL CH., BUYLAERT J.P., MURRAY A.S., TERHORST B., TSUKAMOTO S., FRECHEN M., SPRAFKE T., Investigating the chronostratigraphy of prominent palaeosols in Lower Austria using post-ir IRSL dating. Quaternary Science Jurnal 60: WANG X.L., LU Y.C., WINTLE A.G., Recuperated OSL dating of fine-grained quartz in Chinese loess, Quart. Geochronology 1:

110 108 Streszczenia referatów RYNNY SUBGLACJALNE W OSADACH I POD O U PLEJSTOCENU ORAZ ICH EKSPRESJA WE WSPÓ CZESNEJ RZE BIE NA PRZYK ADACH Z OBSZARU STAROGLACJALNEGO TUNNEL VALLEYS IN PLEISTOCENE SEDIMENTS AND SUBSTRATUM AND THEIR EXPRESSION IN CONTEMPORARY LANDSCAPE ILLUSTRATED WITH EXAMPLES FROM THE OLD GLACIAL AREA Zbigniew RDZANY 1, Ma gorzata FRYDRYCH 1, Aleksander SZMIDT 1 1 Katedra Geografii Fizycznej, Wydzia Nauk Geograficznych, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, zbigniew.rdzany@geo.uni.lodz.pl; malgorzata.frydrych@geo.uni.lodz.pl; aleksander.szmidt@geo.uni.lodz.pl Rynny subglacjalne nale na Ni u rodkowoeuropejskim oraz w zasi gu Ba tyku i Morza Pó nocnego do najwi kszych erozyjnych struktur plejstoce skich. Niektóre rynny g boko rozcinaj osady przedplejstoce skie. W Polsce stan ich rozpoznania jest najlepszy na obszarze ostatniego zlodowacenia, g ównie ze wzgl du na wyrazisto ich zarysów w rze bie terenu. Wiele z tych form zawiera w swym zasi gu niezdrenowane jeziora rynnowe, a ich stoki nie uleg y znacz co postglacjalnym przekszta ceniom denudacyjnym. Rozpoznanie wyst powania rynien subglacjalnych na obszarach staroglacjalnych, tj. w zasi gu l dolodów sanu, odry i warty jest do ograniczone. Wyj tkowe jest ukazywanie tych form na mapach geologicznych i geomorfologicznych tych obszarów (np. Czy i in., 2008). Materia y szczegó owego kartowania geologicznego cz sto przedstawiaj efekty ich przekszta ce, nie za pierwotny stan form. Niektóre zaznaczaj si obecnie w krajobrazie dzi ki towarzysz cym im dolinom lub ci gom obni e bezodp ywowych, a tak e inwersyjnie za spraw ozów i zespo ów form ozowo-kemowych. Przeprowadzone analizy istniej cych prac oraz próby rekonstrukcji rynien obszaru staroglacjalnego na podstawie wierce i innych materia ów wskazuj na du e zró nicowanie ich wype nie. Wiele z nich zosta o zasypanych w ci gu jednego zlodowacenia, a pó niej uleg o przekszta ceniu przez postglacjalne procesy fluwialne i stokowe. Cz z nich to formy, których wype nienie w postaci zwielokrotnionych poziomów glin lodowcowych i serii rzecznych mo e wiadczy o odnawianiu si szlaków przep ywu subglacjalnego w poszczególnych zlodowaceniach. Rozpoznane formy s tu przeci tnie mniejsze od udokumentowanych np. z obszaru zasi gu zlodowacenia Weichselian w Niemczech i na Morzu Pó nocnym, które si gaj nawet do 400 m p.p.m. (Alexovsky, 1996, Huuse, Lykke-Andersen, 2000). S jednak e rynny wyj tkowo g bokie nawet w zasi gu zlodowacenia sanu. Tak form kopaln stwierdzono np. w okolicach Gubina, gdzie rz dne dna przekraczaj 200 metrów p.p.m. Zdecydowana wi kszo rynien osi ga od kilku do kilkudziesi ciu kilometrów d ugo ci, g boko od kilku do kilkudziesi ciu metrów (rzadko ponad 100 metrów) i do znaczn szeroko do kilku kilometrów (Frydrych, Rdzany, 2016; Szubert, 2012). Literatura ALEXOVSKY W., Czwartorz dowy system rynnowy na u ycach i jego geneza. Przegl d Geologiczny, 44 (12): CHMAL R., Obja nienia do Szczegó owej mapy geologicznej Polski, arkusz Gubin (571) i arkusz Kaniów (572): 1-49.

111 Streszczenia referatów 109 CZY J., FORYSIAK J., KAMI SKI J., KLATKOWA H., Obja nienia do Szczegó owej mapy geologicznej Polski, arkusz Dobra (587): FRYDRYCH M., RDZANY Z., Tunnel valleys of old glacial landsystem in Poland. Acta Geobalcanica, 2 (2): DOI: HUUSE M., LYKKE-ANDERSEN H., Overdeepened Quaternary valleys in the eastern Danish North Sea: morphology and origin, Quaternary Science Reviews 19: SZUBERT M., Plejstoce ska morfogeneza Wy yny Wo nicko-wielu skiej zwi zana ze stadia em maksymalnym zlodowacenia odry w wietle geostatystycznej rekonstrukcji powierzchni podplejstoce skiej, Prace Monograficzne nr 635: Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu Pedagogicznego, Kraków.

112 110 Streszczenia referatów CHARAKTERYSTYKA GEOCHEMICZNA SEKWENCJI LESSOWO GLEBOWEJ W Z OTEJ K. SANDOMIERZA GEOCHEMICAL CHARACTERIZATION OF THE LOESS PALAEOSOL SEQUENCE IN Z OTA NEAR SANDOMIERZ Jacek SKURZY SKI 1, Zdzis aw JARY 1, Jerzy RACZYK 1 1 Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, pl. Uniwersytecki 1, jacek.skurzynski@uwr.edu.pl, zdzislaw.jary@uwr.edu.pl, jerzy.raczyk@uwr.edu.pl Ze wzgl du na przej ciowe po o enie w centralnej cz ci Pó nocnoeuropejskiego Pasa Lessów, pokrywy lessowe wschodniej Polski posiadaj wiele cech wspólnych z lessami wschodnioeuropejskimi, a lessy zachodniej Polski swoimi w a ciwo ciami zbli one s do lessów zachodnioeuropejskich (Maruszczak, 1991, Jary i Ciszek, 2013). Zró nicowanie to zosta o wykazane na podstawie szerokiej analizy wielu danych po rednich, takich jak sk ad granulometryczny, podatno magnetyczna, zawarto w glanów itp. Sk ad chemiczny, w polskiej literaturze lessowej, omawiany by znacznie rzadziej (np. ukaszew, Mojski, 1968; anczont i in., 2015a,b; Raczyk i in., 2015; Skurzy ski i in., 2017, 2018). Wykazano jednak wyra n zmienno sk adu chemicznego i stopnia zwietrzenia chemicznego w uk adzie równole nikowym, na przyk adzie stanowisk badawczych w Tyszowcach (SE Polska) i Bia ym Ko ciele (SE Polska) zlokalizowanych na linii wschód-zachód, w odleg o ci oko o 500 km od siebie (Skurzy ski i in., 2017, 2018). W celu dok adniejszego rozpoznania zmienno ci sk adu chemicznego na linii wschódzachód, przeanalizowano pó noplejstoce ski (Moska i in., 2017) profil lessowo-glebowy w Z otej k. Sandomierza, zlokalizowany w ok. 1/3 odleg o ci dziel cej Tyszowce i Bia y Ko ció (fig. 1). Fig. 1. Lokalizacja obszaru bada Analiza porównawcza cech chemicznych profilu lessowego w Z otej, w stosunku do stanowisk w Tyszowcach i Bia ym Ko ciele, sugeruje, e zró nicowanie cech litologicznych lessów wschodniej i zachodniej Polski nie ma charakteru skokowego. Jest to dobrze zobrazowane na trójk tnym diagramie A-CN-K (Nesbitt, Young, 1984; fig. 2), b d cym form graficznego przedstawienia stopnia zwietrzenia chemicznego opartego na wska niku CIA (Chemical Index of Alteration; Nesbitt, Young, 1982) definiowanego równaniem CIA = [Al2O3 / (Al2O3 + CaO* + Na2O + K2O)] * 100, gdzie CaO* oznacza zawarto wapnia w minera ach krzemianowych, oszacowan zgodnie z metod McLennan a (1993).

113 Streszczenia referatów 111 Fig. 2. Stopie zwietrzenia chemicznego (CIA) sekwencji w Z otej, Tyszowcach i Bia ym Ko ciele Stanowisko lessowo-glebowe w Z otej wykazuje wi kszy stopie zwietrzenia chemicznego ni w Tyszowcach, ale mniejszy ni w Bia ym Ko ciele. W Tyszowcach gleby kopalne wykazuj umiarkowany stopie zwietrzenia chemicznego (CIA >65), wskazuj cy na ciep y i wilgotny klimat w trakcie pedogenezy. Lessy na tym stanowisku poddane zosta y co najwy ej s abemu wietrzeniu w zimnym i suchym klimacie (CIA <65). W Z otej, osady nie zmienione przez pedogenez wci cechuj si s abym zwietrzeniem chemicznym, aczkolwiek widoczne jest wyra ne przesuni cie w kierunku zwietrzenia umiarkowanego. W Bia ym Ko ciele praktycznie ca a sekwencja, cznie z lessami, mo e zosta zaklasyfikowana jako umiarkowanie zwietrza a chemicznie (CIA >65). Wskazuje to na wzrost udzia u pierwiastków powszechnie wi zanych z pedogenez w kierunku zachodnim. Reasumuj c, analiza sk adu chemicznego pó noplejstoce skiej sekwencji lessowo-glebowej w Z otej potwierdzi a za o enie o równole nikowej zmienno ci sk adu chemicznego w Polsce. Literatura JARY Z., CISZEK D., Late Pleistocene loess-palaeosol sequences in Poland and western Ukraine. Quaternary Internationa 296: ANCZONT M., MADEYSKA T., BOGUCKI A., MROCZEK P., HO UB B., CKA B., FEDOROWICZ S., NAWROCKI J., FRANKOWSKI Z., STANDZIKOWSKI K., 2015a. rodowisko abiotyczne paleolitycznej ekumeny strefy pery- i metakarpackiej. W: M. anczont, T. Madeyska (red.) Paleolityczna ekumena strefy pery- i meta karpackiej. Wydawnictwo UMCS, Lublin: ANCZONT M., MADEYSKA T., MROCZEK P., KOMAR M., CKA B., BOGUCKI A., SOBCZYK K., WILCZY SKI J., 2015b. The loess-palaeosol sequence in the Upper Palaeolithic site at Kraków Spadzista a palaeoenvironmental approach. Quaternary International 365: UKASZEW W., MOJSKI J.E., Badania geochemiczne lessów Wy yny Lubelskiej. Kwartalnik Geologiczny 12,4: MARUSZCZAK H., Zró nicowanie stratygraficzne lessów polskich. W: H. MARUSZCZAK (red.) Podstawowe profile lessów w Polsce. Wyd. UMCS, Lublin, A: MCLENNAN S., Weathering and global denudation. Journal of Geology 101: MOSKA P., ADAMIEC G, JARY Z., BLUSZCZ A., POR BA G., PIOTROWSKA N., KRAWCZYK M., SKURZY SKI J., Luminescence chronostratigraphy for the loess deposits in Z ota, Poland. Geochronometria, vol. 45:

114 112 Streszczenia referatów NESBITT H.W., YOUNG G.M., Early proterozoic climate and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature 229: NESBITT H.W., YOUNG G.M., Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations. Geochimica and Cosmochimica Acta 48: RACZYK J., JARY Z., KORABIEWSKI B., Geochemical properties of the Late Pleistocene loesssoil sequence in Dankowice (Niemcza-Strzelin Hills). Landform Analysis 29: SKURZY SKI J., JARY Z., RACZYK J., MOSKA P., KORABIEWSKI B., RYZNER K., KRAWCZYK M., w druku. Geochemical characterization of the Late Pleistocene loess-palaeosol sequence in Tyszowce (Sokal Plateau-Ridge, SE Poland). Quaternary International, ( SKURZY SKI J., JARY Z., RACZYK J., MOSKA P., KRAWCZYK M., Stratygraficzne i przestrzenne aspekty zró nicowania sk adu chemicznego pó noplejstoce skich sekwencji lessowoglebowych w Polsce przyk ady profili w Tyszowcach i Bia ym Ko ciele. Acta Geographica Lodziensia, 106:

115 Streszczenia referatów 113 ANALIZA PODZIA U OSTATNIEGO MILIONA LAT ZAPISANEGO W KRZYWEJ IZOTOPOWEJ TLENU LR04 ANALYSIS OF THE LAST MILLION YEARS DIVISION SAVED IN THE OXYGEN ISOTOPE CURVE LR04 STACK Micha STACHURA 1, Dariusz WIECZOREK 2, Artur ZIELI SKI 3, Dariusz KRZYSZKOWSKI 4, Lucyna WACHECKA-KOTKOWSKA 5 1 Instytut Matematyki, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, mista@ujk.edu.pl 2 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia wi tokrzyski, Kielce, ul. Zgoda 21, dariusz.wieczorek@pgi.gov.pl wi tokrzyskie Towarzystwo Przyjació Nauk Geologicznych, dariusz.a.wieczorek@gmail.com, 3 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, aziel@ujk.kielce.pl 4 Zak ad Geografii Fizycznej, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Wydzia Nauk o Ziemi i Kszta towania rodowiska, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, ul. Cybulskiego 34, dariusz.krzyszkowski@uwr.edu.pl 5 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Wydzia Nauk Geograficznych, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, lucyna.wachecka@geo.uni.lodz.pl W abstrakcie przedstawiono wst pne wyniki analizy krzywej izotopowej tlenu LR04 (Lisiecki, Raymo 2005) dla ostatniego miliona lat (dok adnie 1,014 Ma), obejmuj cego MIS (Marine Isotope Stage) od 1 do 28 (fig. 1). Na podstawie pseudoodleg o ci DTW (dynamic time warping) przy u yciu metody analizy skupie starano znale si podobne grupy MIS (Gatnar, Walesiak, 2004; Walesiak, Gatnar, 2009). MIS o nieparzystej numeracji reprezentuj interglacja y lub interstadia y, a o numeracji parzystej glacja y lub stadia y. Podkre li trzeba, e analizowane MIS mia y ró ne czasy trwania. Fig. 1. Przebieg krzywej LR04 w ci gu 1,014 miliona lat i jej podzia za Lisiecki i Raymo (2005) Przeprowadzono dwa etapy analiz. ETAP 1 to analiza MIS w granicach wyró nionych przez Lisiecki i Raymo (2005), czyli de facto interglacja y i glacja y sensu lato. ETAP 2 wi za si z wyró nieniem przedzia ów MIS (stadiów lub substadiów) o warunkach stricte interglacjalnych i glacjalnych (interglacja y i glacja y sensu stricto).

116 114 Streszczenia referatów ETAP 1. Punkt 1. Za o enie: granice MIS od 1 do 28 za Lisiecki i Raymo (2005) jako element wyj ciowy do analizy. Analizowane MIS dziel si na dwie grupy. Jedna z nich skupia MIS o nieparzystej numeracji z MIS1 wyra nie odbiegaj cym od reszty. Druga grupa skupia prawie wy cznie MIS o parzystej numeracji, prawie - bo znajduj si w niej MIS3 i 23. Poniewa MIS3 i 23 odstaj od pozosta ych o nieparzystej numeracji, a piki krzywej maj niewielk warto, dokonano ich po czenia z przyleg ymi MIS o numeracji parzystej (MIS2 4=MIS2+3+4; MIS22 24=MIS ) i ponownie przeprowadzono analiz skupie. Tym razem równie otrzymano dwie du e grupy. Dwudzieln grup MIS o typie glacja ów s.l. lub stadia ów. W pierwszej podgrupie MIS12 czy si z 16, nast pnie z MIS2 4 i 6. Zwraca uwag, e przebieg krzywej w MIS2 4 wizualnie jest podobny do przebiegu krzywej w MIS12, 16 i 6. MIS2 4 mo na uzna za glacja z dwoma stadia ami (MIS2 i MIS4). W MIS6, 12 i 16 nie ma tak wyra nego rozdzielenia starszej i m odszej ich cz ci (tak jak MIS3 w uk adzie MIS2 4), chocia wida pewne fluktuacje krzywej (fig. 1). MIS12, 16, 2 4 i 6 maj podobny czas trwania (61, 57, 54 i 55 ka). W drugiej podgrupie znalaz y si pozosta e MIS o numeracji parzystej. Z drugiej strony dendrogramu uzyskano trójdzielna grup MIS o typie interglacja ów s.l. lub interstadia ów. MIS1 ponownie jest odbiegaj cym od reszty. Ponownie pojawia si podgrupa MIS7 i MIS15. Pozosta e MIS o numeracji nieparzystej tworz trzeci podgrup. Jest jeszcze pewien wyj tek, otó w podgrupie tej zapl ta si MIS28 (parzysty). ETAP 1. Punkt 2. Za o enia: granice MIS za Lisiecki i Raymo (2005) jako element wyj ciowy do analizy MIS o numerach nieparzystych (1, 3,..., 25, 27). Analizowane MIS dziel si na 5 grup. MIS3 wyra nie odstaje od reszty, podobnie jak MIS1. Po raz kolejny powtarza si grupa MIS7 i 15, co mo e wiadczy o du ym podobie stwie tych pi ter. Pozosta e dwie grupy skupiaj po 5 MIS. W jednej z nich wyst puj pary MIS23 i 27 oraz MIS17 i 19. W drugiej pary MIS9 i 25 oraz MIS5 i 11. ETAP 1. Punkt 3. Za o enia: granice MIS za Lisiecki i Raymo (2005) jako element wyj ciowy do analizy MIS o numerach parzystych (2, 4, 6,..., 24, 26, 28) zrealizowana w dwóch wersjach, pierwszej ujmuj cej te MIS oddzielnie, drugiej w uk adzie z MIS2 4 oraz MIS W pierwszej wersji mamy cztery podgrupy. W pierwszej z nich ponownie MIS12 czy si z MIS16, a dalej z MIS6 i 2. Dwie kolejne podgrupy maja po jednym sk adniku MIS28 (który cz sto odstaje od reszty) i MIS18. Czwarta podgrupa, najliczniejsza, skupia 8 MIS, a w niej najbli ej siebie s pary MIS24 i 26 oraz MIS20 i 22. W drugiej wersji mamy 5 podgrup. W pierwszej z nich znalaz si wyra nie odstaj cy od reszty MIS28. W drugiej mamy MIS12 cz ce si z MIS16, a nast pnie z MIS2-4 i MIS6. Trzeci tworz MIS18 i MIS Czwart i pi t tworz pozosta e MIS, z których MIS14 i 26 s par, a MIS8 troch separuje si od reszty. ETAP 2 Z bada plejstocenu wiadomo, e oprócz glacja ów i interglacja ów wyst powa y te warunki przej ciowe. Dlatego na tym etapie bada analizie poddano interglacja y s.s. (tj. przedzia y czasowe najbardziej zbli one do holocenu) i glacja y s.s. (z rozleg ymi zlodowaceniami kontynentalnymi, rozwini tymi poza centrami zlodowace ). ETAP 2. Punkt 1. Za o enia: granice MIS cz ciowo za: Masson-Delmotte i in. (2010), Tzedakis i in. (2012), Railsback i in. (2015), Marks (2016) jako element wyj ciowy do analizy wybranych przedzia ów (czasowych) o warunkach stricte interglacjalnych (MIS1, MIS5e, MIS7e, MIS9e, MIS11c, MIS13a, MIS15a, MIS15c, MIS17, MIS19c, MIS21efg, MIS25e). Wyró nione interglacja y s.s. tworz trzy grupy. W grupie pierwszej MIS1 tworzy par z MIS9e, a dalej do czaj si MIS25e, 11c i MIS5e. Z uwagi na kszta t krzywych i ich zasi g na skali, interglacja y te mo na uwa a za najbardziej czytelne i wyraziste. MIS1, 5e i 11c mia y miejsce po znacznych glacja ach. W grupie drugiej MIS13a i 15c tworz par. W grupie trzeciej MIS7e i 19c daj kolejn par.

117 Streszczenia referatów 115 Fig. 2. Przebieg krzywej LR04 w ci gu 1,014 miliona lat i jej podzia na interglacja y i glacja y s.s. cz ciowo za: Masson-Delmotte i in. (2010), Tzedakis i in. (2012) oraz Railsback i in. (2015) ETAP 2. Punkt 2. Za o enia: granice MIS za Railsback i in. (2015) jako element wyj ciowy do analizy wybranych przedzia ów (czasowych) o warunkach stricte glacjalnych (MIS2, MIS4, MIS6abc, MIS6e, MIS8abc, MIS10abc, MIS12ab0.5c, MIS14abc, MIS16ab0.5c, MIS18a, MIS18e, MIS20abcd, MIS22, MIS24, MIS26). Tak okre lone MIS daj trzy grupy, przy czym dwie z nich s o ma ej liczbie sk adowych. W grupie pierwszej, najliczniejszej, pary tworz MIS18e i 22, MIS4 i 24 oraz MIS8abc i 14abc. W grupie drugiej wyst puj tylko MIS6abc i 10abc. W grupie trzeciej do pary MIS2 i 16ab0.5c dochodzi MIS12abc0.5c. Grupa druga i trzecia tworz wyra na nadgrup. Nast pnie, podobnie jak w Etapie 1, punkt 1, potraktowano szerzej przedzia y niektórych glacja ów. Przyj to przedzia y: MIS2-4, MIS6, MIS8abc, MIS10abc, MIS12abc, MIS14abc, MIS16, MIS18, MIS20abcd, MIS22-24 oraz MIS26 i ponownie dokonano analizy.tak okre lone MIS (w tym glacja y s.s.) tworz trzy grupy. Najbardziej interesuj ca jest grupa MIS12abc, 16, 2-4 i 6, gdy powtarza si w kolejnej analizie. W grupie drugiej s dwie pary MIS8abc i 14abc oraz MIS10abc i 20abcd. Wyst puje te grupa zwi zana z par MIS18 i MIS ETAP 2. Punkt 3. Za o enia: granice MIS jak w etapie 2, punkty 1 i 2 jako element wyj ciowy do analizy wszystkich interglacja ów i glacja ów s.s., 27 przedzia ów (MIS1, MIS2, MIS4, MIS5e, MIS6abc, MIS6e, MIS7e, MIS8abc, MIS9e, MIS10abc, MIS11c, MIS12ab0.5c, MIS13a, MIS14abc, MIS15a, MIS15c, MIS16ab0.5c, MIS17, MIS18a, MIS18e, MIS19c, MIS20abcd, MIS21efg, MIS22, MIS24, MIS25e, MIS26). Tak okre lony zbiór badawczy dzieli si na dwie grupy, z o one z dwóch podgrup ka da. Te dwie grupy to glacja y s.s. i interglacja y s.s. W jednej z podgrup glacja ów s.s. wyst puje para MIS6abc i 10abc, cz ca si z trójk MIS2 i 16ab0.5c oraz 12ab0.5c. Interesuj co wygl da te jedna z podgrup w ród interglacja ów s.s., gdzie mamy par MIS1 i 9e, a nast pnie do czaj ce do niej MIS25e, 11c i 5e. Przy czym wiemy, e MIS1, 5e i 11c mia y miejsce po znacznych glacja ach. Podsumowanie Glacja y W Etapie 1 zauwa ono powtarzanie si grupy MIS2 4, 6, 12 i 16 (tab. 1). By mo e s to okresy glacjalne s.l., najwyra niejsze w analizowanym przedziale czasowym. Po MIS2, 6, 12 i 16 wyst puj wyra ne interglacja y (odpowiednio MIS1, 5, 11 oraz 15 o podwójnym piku patrz fig. 1). MIS2 4, 6, 12 i 16 trwa y tys. lat. Zanotowano ponadto pary: MIS20 i 22, MIS24 i 26, MIS14 i 26 oraz MIS18 i MIS22 24.

118 116 Streszczenia referatów Tab. 1. Pary najbli szych sobie MIS lub wyró niaj ce si grupy MIS wynikaj ce z analizy szeregów czasowych ród o: opracowanie w asne; uwaga: kolorem zielonym oznaczono wyra ne (pod)grupy w obr bie MIS o nieparzystej numeracji, a niebieskim w obr bie MIS o parzystej numeracji W Etapie 2 pojawia si grupa MIS2, 16ab0.5c, 12ab0.5c, 6abc oraz MIS10abc (tab. 1). Przy zaw eniu przedzia ów do czy MIS10abc. Ponadto wyró niaj si pary: MIS4 i 24, MIS18e i 22, MIS8abc i 14abc oraz MIS18 i MIS Interglacja y W Etapie 1 zaznaczaj si pary MIS7 i 15, MIS5 i 11, MIS9 i 25, MIS17 i 19 oraz MIS23 i 27. W Etapie 2 pojawiaj si pary: MIS1 i 9e, MIS13a i 15c oraz MIS7e i 19c. Wyst puj te wi ksza grupa MIS1, 9e, 25e, 11c i MIS5e, a wiemy, e MIS1, 5e i 11c to wyra nie zarysowane interglacja y o dobrze zbadanej szacie ro linnej i okre lonej pozycji stratygraficznej. Literatura GATNAR E., WALESIAK M. (red.), Metody statystycznej analizy wielowymiarowej w badaniach marketingowych. Uniwersytet Ekonomiczny we Wroc awiu. LISIECKI L.E., RAYMO M.E., A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic 18O records. Paleoceanography 20, PA1003. Doi: /2004PA MARKS L., Zmiany klimatu w holocenie. Przegl d Geologiczny 64, 1: MASSON-DELMOTTE V., STENNI B., POL K., BRACONNOT P., CATTANI O., FALOURD S., KAGEYAMA M., JOUZEL J., LANDAIS A., MINSTER B., BARNOLA J.M., CHAPPELLAZ J., KRINNER G., JOHNSEN S., RÖTHLISBERGER R., HANSEN J., MIKOLAJEWICZ U., OTTO- BLIESNER B., EPICA Dome C record of glacial and interglacial intensities. Quaternary Science Reviews, 29: Doi: /j.quascirev RAILSBACK L.B., GIBBARD P.L., HEAD M.J., VOARINTSOA N.R.G., TOUCANNE S., An optimized scheme of lettered marine isotope substages for the last 1.0 million years, and the climatostratigraphic nature of isotope stages and substages. Quaternary Science Reviews 111: TZEDAKIS P.C., WOLFF E.W., SKINNER L.C., BROVKI, V., HODELL D.A., McMSNUS J.F., RAYNAUD D., Can we predict the duration of an interglacial? Climate of the Past 8: Doi: /cp WALESIAK M., GATNAR E. (red.), Statystyczna analiza danych z wykorzystaniem programu R. PWN, Warszawa.

119 Streszczenia referatów 117 ZAPIS ZMIAN KLIMATYCZNYCH I RODOWISKOWYCH W INTERPLENIGLACJALE W POLSCE PO UDNIOWEJ I RODKOWEJ RECORD OF CLIMATIC AND ENVIRONMENTAL CHANGES IN THE INTERPLENIGLACJAL IN SOUTHERN AND CENTRAL POLAND Leszek STARKEL 1, Danuta J. MICHCZY SKA 2, Piotr G BICA 3, Dariusz WIECZOREK 4, Dariusz KRZYSZKOWSKI 5, Adam MICHCZY SKI 2, Lucyna WACHECKA-KOTKOWSKA 6, Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 7, Józef SUPERSON 8 1 Zak ad Geo rodowiska, Instytut Geografii i PZ, Polska Akademia Nauk, Kraków, ul. w. Jana 22, starkel@zg.pan.krakow.pl 2 Zak ad Zastosowa Radioizotopów, Instytut Fizyki-Centrum Naukowo-Dydaktyczne, Politechnika l ska, Gliwice, ul. S. Konarskiego 22B, danutamichczy ska@polsl.pl, adammichczy ski@polsl.pl 3 Zak ad Geografii, Wy sza Szko a Informatyki, Rzeszów, ul. Sucharskiego 2, pgebica@wsiz.rzeszow.pl 4 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia wi tokrzyski, Kielce, ul. Zgoda 21, dariusz.wieczorek@pgi.gov.pl 5 Instytut Geografii i rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, Pl. Uniwersytecki 1, dariusz.krzyszkowski@uwr.edu.pl 6 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, lucyna.wachecka@geo.uni.lodz.pl 7 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, malgorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl 8 Wydzia Nauk o Ziemi i Gospodarki Przestrzennej, Uniwersytet Marii Curie-Sk odowskiej, Lublin, Al. Kra nicka 2c, jozef.superson@poczta.umcs.lublin.pl Osady interpleniglacja u (MIS 3), przedzielaj osady dwóch okresów glacjalnych (MIS 4 i MIS 2). Okres ten, trwaj cy oko o ka, reprezentuj przewa nie aluwia, jak równie osady stokowe, jeziorne, eoliczne i gleby kopalne.. Do niedawna, w jego obr bie wydzielano w Europie Zachodniej i rodkowej 2-5 wyra ne ocieplenia z flor le n lub lasotundry (Oerel, Moershoofd, Glinde, Hengelo, Denekamp) w oparciu o osady organiczne datowane metod 14 C (si gaj c do 50 ka BP) i mi sze serie osadów rzecznych datowane metod TL i OSL (np. Krzyszkowski, 1990, 1998; Manikowska, 1996; Kasse i in., 1998; Houmark-Nielsen, 2010; Marks, 2015; Marks i in., 2016). Wykazano równie wyst powanie poziomów ze strukturami peryglacjalnymi (niew tpliwych och odze ) i niekiedy przerwy erozyjne. W po udniowej cz ci Polski stwierdzono wyra n granic och odzenia wyznaczon przez pocz tek akumulacji lessu (ok ka cal BP). Opracowanie krzywej izotopowej tlenu w rdzeniu lodowym NGRIP na Grenlandii (Rasmussen i in., 2014) wykaza o istnienie w omawianym przedziale czasu wi kszej ilo ci gwa townych ocieple i och odze (rz du 10-12). Wykonana przez D. Michczy sk korelacja datowanych stanowisk w po udniowo-wschodniej Polsce, które dot d czasem nie pasowa y do kilku wydzielanych ocieple wykaza a ich pe n zbie no z krzyw grenlandzk (Starkel i in., 2015; G bica i in., 2015; Starkel i in., 2017). W obecnej pracy, podj li my w wi kszym zespole prób weryfikacji wybranych datowanych osadów dla wi kszego obszaru, po udniowej i rodkowej Polski (fig. 1).

120 118 Streszczenia referatów Fig. 1. Lokalizacja stanowisk badawczych wed ug stref morfogenetycznych na tle zasi gów l dolodów plejstoce skich Niziny strefy peryglacjalnej: Dolina Baryczy (Krz - Krzekotów; Ju - Jutrosin, Sw - Su ów, Pd - Podstolin, Dy - Dyminy, Se - Suliradzice); Dolina Prosny (Gr - Grabów, Wie - Wielowie, WR - Wieruszów); Dolina Widawki, Rakówki i Strugi obnickiej (pole Be chatów - Be); dolina Krasówki (pole Szczerców - Sz) - Formacja Piaski (KWB Be chatów) Wy yny Polskie: Wy yna l ska - dolina Bierawki (BR); Góry wi tokrzyskie - dolina Lubrzanki (Mj - Mójcza), Belnianki (DD - Danków, Daleszyce, S opiec Szlachecki, HS - Huta Stara, Ko - Koszary) i agowicy (Mc - Mas owiec); Wy yna Lubelska i Roztocze - dolina Wieprza (Pl - Policzyzna, Zi - Ziunin, Zy - Zygmuntów, La - Latyczów, Ud - Udrycze, Pa - Pa ków, Ko - Korytków, Kt - K ty, Ro - Rogó no, Kd - Kad ubiska) Przedgórze Sudeckie - dolina Strzegomki/Kaczawy (JR - stanowisko Jaroszów) Kotlina Sandomierska i O wi cimska Dolina Wis y: Pi - Pier ciec, Ka - Kaniów, c - ciejowice, NH - Nowa Huta, BN - Brzesko Nowe, Op - Opatowiec; Dolina Dunajca: Sz - Szujec, W - W oszyn; Dolina Wis oki: Po - Podgrodzie, Br - Brze nica, Wo - Wojs aw; Dolina Wis oka: u - ukawiec, G - Gniewczyna a cucka, GN - Grodzisko Nowe; Dolina Sanu: WP - Wólka Pe ki ska, WO - Wólka Ogryzkowa, a - ek; Karpaty Pogórze Karpackie: Wa - Wadowice, Hu - Humniska, Uh - Uherce Mineralne; Do y Jasielsko-Sanockie: Je - Jedlicze, JB - Jas o Bry y; Beskidy: Do - Dobra, So - Sowliny, Ja - Jamne, Ma - Maniowy, Kr - Kro cienko Analizom poddane zosta y datowane profile z Karpat (Starkel i in., 2017), Przedgórza Sudeckiego (Krzyszkowski i in., 2001), Kotliny Sandomierskiej i O wi cimskiej (G bica i in., 2015), Gór wi tokrzyskich (Ludwikowska-K dzia, w druku), Wy yny Lubelskiej i Roztocza (Harasimiuk i Szwajgier, 1984; Superson, 1996; Buraczy ski i in., 2002; Starkel i in., 2007), doliny Baryczy (m.in. Krzyszkowski, Kuszell, 2007), Prosny (m.in. Rotnicki, 1987) oraz Widawki i Krasówki na po udnie od Be chatowa (Krzyszkowski, 1990, 1998; Wachecka-Kotkowska i in., 2014). Do analiz wykorzystano daty radiow glowe i luminescencyjne, przy czym daty radiow glowe wymaga y kalibracji. Kalibracji dokonano przy u yciu programu OxCal (Bronk Ramsey, 2009) oraz krzywej kalibracyjnej IntCal13 (Reimer i in., 2013). Stworzone sumaryczne rozk ady g sto ci prawdopodobie stwa dat 14 C uzupe nione o informacj palinologiczn

121 Streszczenia referatów 119 z datowanych profili (dla tych stanowisk, gdzie by y dost pne wyniki analiz palinologicznych) oraz rozk ady cz sto ci dat luminescencyjnych przedstawione na tle grenlandzkiej krzywej tlenowej pozwalaj na weryfikacj dotychczas wydzielanych ocieple i och odze na podstawie osadów l dowych. Interesuj c rzecz jest, e dla wszystkich analizowanych rejonów zaznacza si brak dat radiow glowych z okresu odpowiadaj cego maksimum zlodowacenia. Otrzymane wst pne wyniki analizy dat 14 C oraz TL/OSL z regionu Polski rodkowej i Po udniowej dla interpleniglacja u i górnego pleniglacja u, uzupe niaj dane o warunkach paleo rodowiskowych pochodz ce cz ciowo z regionu po udniowej Polski (por. G bica i in., 2015; Starkel i in., 2015; 2017). Powy sze wyniki pozwalaj na nowe interpretacje dotycz ce roli lokalnych warunków sedymentacji w dolinach ró nej wielko ci podczas pleniglacja u i roli globalnych warunków klimatycznych (waha klimatycznych) wynikaj cych z po o enia badanych dolin w szerokorozumianej strefie peryglacjalnej w stosunku do narastaj cej czaszy l dolodu zlodowacenia wis y na Pó wyspie Skandynawskim oraz odleg o ci od Atlantyku. W powy szych materia ach z Polski pokazano wielokrotno waha klimatycznych, aczkolwiek w ma ych dolinach i odizolowanych kotlinkach mo na by o stwierdzi tylko 2-3 fazy. Wsz dzie zapisane jest ostre przej cie do klimatu peryglacjalnego-kontynentalnego oko o ka cal BP synchroniczne z post puj c ekspansj l dolodu i akumulacj lessów. Otwartym zostaje pytanie o tempo narastania pokrywy ro linnej wraz epizodami ocieple lub jej degradacji w czasie fal ozi bie w stosunku do szeroko ci geograficznej. Literatura BRONK RAMSEY C, Bayesian analysis of radiocarbon dates. Radiocarbon 51(1): BURACZY SKI J., BRZEZI SKA-WÓJCIK T., SUPERSON J., Obja nienia do Szczegó owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, arkusz Tomaszów Lubelski (928). Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. G BICA P., MICHCZY SKA D.J., STARKEL L., Fluvial history of the Sub-Carpathian Basins (Poland) during the last cold stage (60-8 cal ka BP). Quaternary International, HARASIMIUK M., SZWAJGIER W., Profil utworów czwartorz dowych w Latyczowie, [w:] H. MARUSZCZAK, T. WILGAT, J. WOJTANOWICZ. Przewodnik Ogólnopolskiego Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geograficznego, Lublin IX 1984, Cz II, Wycieczki naukowe, Lublin: HOUMARK-NIELSEN M., Extent, age and dynamics of Marine Isotope Stage 3 glaciations in the southwestern Baltic Basin. Boreas, 39, 2: DOI: /j x. KASSE C., HUIJZER A.S., KRZYSZKOWSKI D., BOHNCKE S.J.P., COOPE G.R., Weichselian Late Pleniglacial and Late-glacial depositional environments, Coleoptera and periglacial climatic records from central Poland (Be chatów). Journal of Quaternary Science, 13, 5: KRZYSZKOWSKI D., Middle and Late Weichselian stratigraphy and palaeoenvironments in central Poland. Boreas, 19: KRZYSZKOWSKI D., Stratigraphy and sedimentology of Weichselian deposits at Folwark, Be chatów outcrop, central Poland. Quaternary Studies in Poland, 15: KRZYSZKOWSKI D., ALEXANDROWICZ W.P., BLUSZCZ A., CHOMA-MORYL K., GOSLAR T., HERCMAN H., J DRYSEK M., NAWROCKI J., PAZDUR A., Middle and Late Weichselian stratigraphy and palaeoenvironments at Jaroszow, Southwestern Poland. [W:] D. Krzyszkowski (red.) Late Cainozoic and Palaeogeography of the Sudetic Foreland, WIND J. Wojewoda, KRZYSZKOWSKI D., KUSZELL T., Middle and Upper Weichselian Pleniglacial fluvial erosion and sedimentation phases in Southwestern Poland, and their relationship to Scandinavian ice sheet build-up and retreat. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 77: LUDWIKOWSKA-K DZIA M., w druku. Litologia, geneza i wiek osadów czwartorz dowych po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich.

122 120 Streszczenia referatów MANIKOWSKA B., Dwucykliczno ewolucji rodowiska peryglacjalnego w Polsce rodkowej podczas vistulianu. Biuletyn PIG, 373: MARKS L., Last deglaciation of northern continental Europe. Cuadernos de Investigación Geográfica, 41, 2: DOI: /cig MARKS L., GA ZKA D., WORONKO B., Climate, environmemnt and stratigraphy of the last Pleistocene glacial stage in Poland. Quaternary International, 420: RASMUSSEN S.O., BIGLER M., BLOCKLEY S.P.E., BLUNIER T., BUCHARDT S.L., CLAUSEN H.B., CVIJANOVIC I., DAHL-JENSEN D., JOHNSEN S.J., FISCHER H., GKINIS V., GUILLEVIC M., HOEK W.Z., LOWE J.J., PEDRO J., POPP T., SEIERSTAD I.K., STEFFENSEN J.P., SVENSSON A.M., VALLELONGA P., VINTHER B.M., WALKER M.J.C., WHEATLEY J.J., WINSTRUP M., A stratigraphic framework for abrupt climatic changes during the Last Glacial period based on three synchronized Greenland ice-core records: refining and extending the INTIMATE event stratigraphy. Quaternary Science Reviews, 106: REIMER P.J., BARD E., BAYLISS A., BECK J.W., BLACKWELL P.G., BRONK RAMSEY C., GROOTES P.M., GUILDERSON T.P., HAFLIDASON H., HAJDAS I., HATTZ C., HEATON T.J., HOFFMANN D.L., HOGG A.G., HUGHEN K.A., KAISER K.F., KROMER B., MANNING S.W., NIU M., REIMER R.W., RICHARDS D.A., SCOTT E.M., SOUTHON J.R., STAFF R.A., TURNEY C.S.M., VAN DER PLICHT J., IntCal 13 and Marine1 3 radiocarbon age calibration curves 0-50,000 years cal BP. Radiocarbon 55 (4): ROTNICKI K., Main phases of erosion and accumulation of the middle and lower Prosna valley during the last glacial-interglacial cycle. Geographia Polonica, 53: STARKEL, L., MICHCZY SKA D.J., G BICA P., KISS T., PANIN A., PER OIU I., Climatic fluctuations reflected in the evolution of fluvial systems of Central-Eastern Europe (60-8 ka cal BP), Quaternary International, STARKEL L., G BICA P., SUPERSON J., Last Glacial-Interglacial cycle in the evolution of river valleys in southern and central Poland. Quaternary Science Reviews, 26: , DOI /j.quascirev STARKEL L., MICHCZY SKA D.J., G BICA P., Reflection of climatic changes during Interpleniglacial in the geoecosystems of South-Eastern Poland. Geochronometria 44(1): SUPERSON J., Funkcjonowanie systemu fluwialnego wy ynnej cz ci dorzecza Wieprza w zlodowaceniu wis y. Rozprawy Habilitacyjne LIII, Wydawnictwo UMCS, Lublin. WACHECKA-KOTKOWSKA L., KRZYSZKOWSKI D., KLACZAK K., KRÓL E., Middle Weichselian Pleniglacial sedimentation in the Krasówka river palaeovalley, central Poland. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 84:

123 Streszczenia referatów 121 EWOLUCJA SUCHYCH DOLIN W OKRESIE MIS6 MIS1 NA OBSZARZE WZGÓRZ SOKÓLSKICH (NE POLSKA) THE EVOLUTION OF DRY VALLEYS DURING MIS6 MIS1 IN SOKÓ KA HILLS (NE POLAND) Barbara WORONKO 1, Tomasz KARASIEWICZ 2, Joanna RYCHEL 3, Miros awa KUPRYJANOWICZ 4, Magdalena FI OC 4, A. ADAMCZYK 2 1 Wydzia Geologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, ul. wirki i Wigury 93, bworonko@uw.edu.pl 2 Wydzia Nauk o Ziemi, Uniwersytet Miko aja Kopernika, Toru, ul. Lwowska 1, mtkar@umk.pl 3 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4, joanna.rychel@pgi.gov.pl 4 Zak ad Botaniki, Uniwersytet w Bia ymstoku, Bia ystok, ul. Cio kowskiego 1J, kuprbot@uwb.edu.pl, m.filoc@uwb.edu.pl Rze ba Wzgórz Sokólskich (NE Polska) zosta a ukszta towana przez l dolód zlodowacenia odry stadia u warty (MIS 6). W okresie zlodowacenia wis y (MIS 2) obszar ten znajdowa si w strefie peryglacjalnej, rozci gaj cej si na przedpolu tego l dolodu. Wyró niaj cym si elementem rze by Wzgórz Sokólskich s suche doliny. Charakteryzuje je znaczna d ugo, nieregularny profil pod u ny i du a liczba mniejszych suchych dolin, niekiedy si gaj ca 4-tego rz du, dochodz cych do doliny g ównej (Rychel i in., 2014; Woronko i in., 2013, 2018). Ewolucja suchych doliny na tym obszarze, która nast powa a od schy ku zlodowacenia odry po holocen (MIS 6 MIS 1), pozwoli a okre li dynamik rze by i procesów dzia aj cych w tym okresie, oraz oceni rol procesów peryglacjalnych w jej przekszta ceniu. Do szczegó owej analizy wybrane zosta y trzy suche doliny, które nazwano od okolicznych miejscowo ci Starowlany, Ja ówka i Sadowo Kolonia. Badania terenowe obejmowa y wykonanie serii wierce, wkopów oraz tomografii elektrooporowej w dnach i zboczach suchych dolinach Ja ówki i Starowlan. Dla pobranych osadów wykonano analizy uziarnienia, morfoskopii ziaren kwarcu, palinologiczn, geochemiczn oraz poddano datowaniu OSL. Najprawdopodobniej samo powstanie suchych dolin nale y wi za z odp ywem wód subglacjalnych/fluwioglacjalnych w czasie zlodowacenia odry stadia u warty. Uzyskane wyniki pokaza y, e niezale nie od po o enia w dolinie I-go czy IV-go rz du oraz wielko ci suchej doliny, w ich dnie zarejestrowano ró nych rozmiarów (od kilkunastu do kilkudziesi ciu metrów rednicy i 3-4 m g boko ci) izolowane zag bienia. Genez niektórych z nich mo na powi za z procesami peryglacjalnymi. Ich obecno jednoznacznie wskazuje, e suche doliny nie zawsze funkcjonowa y, jako doliny rzeczne. W interglacjale eemskim (MIS 5e), zag bienia te, tworzy y niewielkich rozmiarów jeziora, które szybko przekszta ci y si w torfowiska. Pocz tek zlodowacenia wis y (MIS 5d-5a) zaznacza si wzrostem poziomu wody w zag bieniach i akumulacj i u bogatego w materi organiczn. W czasie MIS 4, niektóre z suchych dolin zosta y wci gni te w odp yw. Wezbrania by y wynikiem topienia niegu w zlewni suchych dolin (niwalny re im przep ywu) oraz spadku ewapotranspiracji. Towarzyszy o temu uaktywnienie procesów eolicznych. W MIS 3 jeziora i torfowiska przesta y funkcjonowa, modyfikacji uleg y równie stoki suchych dolin oraz jej profil pod u ny, uaktywni y si ruchy masowe na stokach. W okresie maksimum ostatniego zlodowacenia (LGM), w pod o u funkcjonowa a wieloletnia zmarzlina i uaktywni y si procesy eoliczne. Jednak e by y one krótkotrwa e i nie wp yn y w znacz cy

124 122 Streszczenia referatów sposób na przekszta cenie osadów i rze by na badanym terenie. Okres holocenu nie zaznaczy si istotnie w morfologii suchych dolin. Prace finansowane by y ze rodków Narodowego Centrum Nauki projekt nr UMO- 2013/09/B/ST10/ Literatura RYCHEL J., KARASIEWICZ M.T., KRZE LAK I., MARKS L., NORY KIEWICZ B., WORONKO B., Paleogeography of the environment in north-eastern Poland recorded in an Eemian sedimentary basin, based on the example of the Ja ówka site. Quaternary International, : DOI.org/ /j.quaint WORONKO B., RYCHEL J., KARASIEWICZ M.T., BER A., KRZYWICKI T., MARKS L., POCHOCKA-SZWARC K., Heavy and light minerals as a tool for reconstructing depositional environments: Geologos 19, 1: 47-66, doi: /v WORONKO B., RYCHEL J., KARASIEWICZ M.T., KUPRYJANOWICZ M., ADAMCZYK A., FI OC M., MARKS M., KRZYWICKI T., POCHOCKA-SZWARC K., Post-Saalian transformation of dry valleys in Eastern Europe: an example from NE Poland. Quaternary International 467, DOI: / j.quaint

125 Streszczenia referatów 123 PORÓWNANIE CECH LITOLOGICZNYCH STRUKTUR G STO CIOWYCH POWSTAJ CYCH W WARSTWIE CZYNNEJ ORAZ INDUKOWANYCH PRZEJ CIEM FALI SEJSMICZNEJ COMPARISON OF LOAD STRUCTURES DEVELOPED IN ACTIVE LAYER AND THOSE INDUCED BY SEISMIC SHOCKS ON THE BASIS OF LITHOLOGICAL FEATURES Barbara WORONKO 1, Ma gorzata PISARSKA-JAMRO Y 2, A.J. (Tom) VAN LOON 3 1 Wydzia Geologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, wirki i Wigury 93, bworonko@uw.edu.pl 2 Instytut Geologii, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu, Pozna, B. Krygowskiego 12, pisanka@amu.edu.pl 3 Geocom Consultants, Valle del Portet 17, Benitachell, Hiszpania & College of Science and Engineering, Shandong University of Science and Technology, Qingdao , Chiny, Geocom.VanLoon@gmail.com Struktury g sto ciowe w osadach czwartorz dowych s wzgl dnie atwo rozpoznawalne, jednak e przypisanie im konkretnego czynnika odpowiedzianego za powstanie, jest zadaniem znacznie trudniejszym. Przyk adem s struktury g sto ciowe powstaj ce w warunkach peryglacjalnych i w efekcie zaburze powodowanych przej ciem fali sejsmicznej. W osadach glacigenicznych genez wi kszo ci struktur g sto ciowych przypisuje si procesom peryglacjalnym, ale coraz cz ciej zauwa a si, e mog one powstawa tak e w efekcie waha czo a l dolodu. Wahania takie powodowa y zmiany nacisku na pod o e skalne (ruchy izostatyczne), co z kolei mog o sprzyja, w korzystnych tektonicznie warunkach, wyst powaniu trz sie ziemi. Czynnik ten, naszym zdaniem, by do tej pory niedoceniany. Proces dowodzenia genezy struktur g sto ciowych polega najcz ciej na zbieraniu tzw. poszlak, których jednak zestawienie mo e stanowi dobry argument do rozstrzygni cia kwestii spornych. Na podstawie prowadzonych bada terenowych doszli my do wniosku, e pomóc w rozró nieniu struktur g sto ciowych powsta ych w warunkach peryglacjalnych od tych powodowanych przej ciem fali sejsmicznej mog trzy podstawowe cechy osadów: (1) pionowy rozk ad struktur g sto ciowych, (2) poziomy rozk ad struktur g sto ciowych i (3) wewn trzna budowa struktur g sto ciowych. Analizuj c pionowy rozk ad struktur g sto ciowych nale y wzi pod uwag czy struktury wyst puj w ramach jednej, jednorodnej pod wzgl dem litologicznym warstwy i s niejako uwi zione w niej (najcz ciej sejsmiczne) czy w deformacje jest zaanga owanych kilka awic ró ni cych si litologi (najcz ciej peryglacjalne). Równie wa nym jest g boko wyst powania struktur (zasi g pionowy) w warunkach peryglacjalnych b d one si ga y mniej wi cej tej samej g boko ci, a indukowane sejsmiczne zazwyczaj b d mia y chaotyczny rozk ad w ramach zdeformowanej awicy i ró n g boko do jakiej dochodz deformacje w obr bie jednej warstwy. Ponadto w tym drugim przypadku, cz sto za mocny dowód genezy sejsmicznej podaje si wyst powanie tzw. kanapkowego uk adu warstw zdeformowanych tzn. naprzemianlegle wyst puj warstwy zdeformowane i rozdzielaj ce je niezdeformowane. Spektakularnym przyk adem takiego uk adu by y osady w Rakuti na otwie, gdzie stwierdzono wyst powanie dwunastu warstw zdeformowanych sejsmiczne, które w wi kszo ci by y rozdzielone awicami niezdeformowanymi (Van Loon i in., 2016). W przypadku kolejnego rozpatrywanego elementu, czyli poziomego rozk adu struktur g sto ciowych, wymagana jest przynajmniej kilkudziesi ciometrowa rozci g o ods oni cia.

126 124 Streszczenia referatów W przypadku warunków peryglacjalnych mo emy si spodziewa wi kszej regularno ci w wyst powaniu struktur g sto ciowych, podczas gdy w sejsmicznych przewa a b d uk ady zdecydowanie bardziej chaotyczne. Przy znacznej rozci g o ci ods oni cia i w chaosie wyst puj cych tu struktur, mo na zaobserwowa tendencj jednokierunkowej zmiany od prostych pod wzgl dem budowy struktur g sto ciowych, do bardziej z o onych/kompleksowych. Zmienno taka informowa mo e o kierunku, w którym znajdowa o si potencjalne epicentrum trz sienia ziemi. Trzecim elementem, wartym rozpatrzenia przy okre laniu genezy struktur, jest ich wewn trzna budowa. W przypadku peryglacjalnych struktur g sto ciowych laminacja wewn trz struktur jest zazwyczaj wspó kszta tna do zewn trznego kszta tu struktury, a w sejsmicznych zazwyczaj nie. Ponadto struktury indukowane sejsmicznie maj zazwyczaj z o on budow (struktury g sto ciowe w o one s jedna w drugiej). Cz sto zapisuje si w ten sposób wieloetapowo ich powstawania, zwi zana z wyst powaniem np. wstrz sów wtórnych. Prace finansowane by y ze rodków Narodowego Centrum Nauki projekt GREBAL, nr 2015/19/B/ST10/ Literatura VAN LOON A.J. (Tom), PISARSKA-JAMRO Y M., NARTIŠS M., KRIEV NS M., SOMS J., Seismites resulting from high-frequency, high-magnitude earthquakes in Latvia caused by Late Glacial glacio-isostatic uplift. Journal of Palaeogeography 5,

127 Streszczenia referatów 125 STO KI NAP YWOWE NA OBSZARZE GDA SKA I SOPOTU BUDOWA I GENEZA ALLUVIAL FANS IN THE GDA SK AND SOPOT AREA STRUCTURE AND ORIGIN Leszek ZALESZKIEWICZ 1 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia Geologii Morza, Gda sk, ul. Ko cierska 5, leszek.zaleszkiewicz@pgi.gov.pl Badany obszar po o ony jest na terenie Gda ska i Sopotu, w obr bie Pobrze a Kaszubskiego i styku z Pojezierzem Kaszubskim (Kondracki, 2011). Elementem cz cym obie jednostki fizycznogeograficzne jest kraw d wysoczyzny morenowej opadaj ca agodnym stokiem w kierunku Morza Ba tyckiego, od oko o 100 m n.p.m. do oko o 30 m n.p.m. Nachylenie wysoczyzny ma charakter naturalny i jest zwi zane z nachyleniem pod o a czwartorz dowego. Strefa kraw dziowa wysoczyzny jest rozci ta systemem dolin, z których g ówne maj przebieg zbli ony do równole nikowego. W przewa aj cej cz ci doliny te s suche, a najwi ksze z nich odwadniane s przez potoki. Dna dolin s p askie. Zbocza dolinne w górnej partii stanowi stref degradacji, a w dolnej agradacji znoszonego przez procesy denudacyjne materia u (Mojski, 1978). Uj cia dolin s wype nione sto kami nap ywowymi, które, cz c si ze sob, pokrywaj równin wodnolodowcow na przedpolu wysoczyzny. Do najwi kszych sto ków nale : Doliny Br towskiej, Oliwskiego Potoku oraz wiemirowskiej. Powierzchnia sto ków wynosi odpowiednio oko o 4 km 2, 6 km 2 i 1 km 2. Ich spadek w kierunku wschodnim waha si od oko o 1% do 2% (Szukalski, 1961, Jegli ski, 2004). Pomi dzy wi kszymi sto kami wyst puj mniejsze o wi kszym spadku. Najwi ksze sto ki zosta y podci te od strony wschodniej przez morze i to ich zbocze jest kopalnym klifem (Rosa, 1963). Budow geologiczn sto ków rozpoznano w kilku ods oni ciach po o onych w obr bie wykopów budowlanych oraz wierceniach na terenie sto ków Doliny Oliwskiego Potoku i Doliny wiemirowskiej. W obu sto kach zachodz procesy depozycyjne sp ywów mas oraz przep ywy hydrauliczne. Z tego powodu sto ki zaliczono do sto ków po rednich. W cz ci proksymalnej sto ków oraz w osadach cz ci uj ciowej dolin zaznaczaj si facje sp ywów mas. W cz ci rodkowej wyst puje przewaga facji wodnych, a w cz ci dystalnej zalewów warstwowych i zbiornikowych. Okres, na który przypada rozwój sto ków, rozpoczyna si po deglacjacji omawianego obszaru. Dowodz tego struktury kontrakcji termicznej, w postaci klinów mrozowych, rozpoznane na obszarze sto ków. Literatura JEGLI SKI W., Morfologia tarasu nadmorskiego w rejonie Gda ska na podstawie map archiwalnych. Archiwum OGM PIG-PIB 697. KONDRACKI J., Geografia regionalna Polski. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. MOJSKI J.E., Obja nienia do szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1: arkusz Gda sk. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. ROSA B., O rozwoju morfologicznym wybrze a Polski w wietle dawnych form brzegowych, Studia Societatis Scientarium Torunensis, Pa stwowe Wydawnictwo Naukowe, ód. SZUKALSKI J., Problem tak zwanej terasy nadmorskiej w okolicach Sopotu. Zeszyty geograficzne WSP w Gda sku R. III:

128 STRESZCZENIA KOMUNIKATÓW Z O ONO GENEZY OZÓW NA PRZYK ADZIE WYBRANYCH FORM Z POLSKI RODKOWEJ THE COMPLEXITY OF ESKERS GENESIS ON THE EXAMPLE OF SELECTED FORMS FROM CENTRAL POLAND Ma gorzata FRYDRYCH 1 1 Katedra Geografii Fizycznej, Wydzia Nauk Geograficznych, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, malgorzata.frydrych@geo.uni.lodz.pl Ozy najcz ciej definiowane s jako formy fluwioglacjalne powsta e w subglacjalnych, englacjalnych i supraglacjalnych tunelach oraz u ich wylotów (De Geer, 1897; Banerjee, McDonald, 1975; Brennand, 1994). Za ozy uwa a si równie wyd u one formy powstaj ce w strefach interlobowych (Gruszka i in., 2011). Niejednokrotnie opisywane by y formy z o one pomi dzy ozami a kemami, które powstawa y po zapadni ciu si stropu tuneli ozowych (Zaborski, 1926; Jaksa, 2004; Fard, Gruszka, 2007). Takie obni enie Terpi owski (2008) okre li jako rozpadlina lodowa i odró ni od szczeliny i przetainy lodowej. Przej cie z sedymentacji ozowej do kemowej odbywa si przewa nie stopniowo (Jaksa, 2006). Niejednokrotnie wnioskowanie o genezie formy przeprowadzane jest na podstawie bada osadów w ods oni ciach, w których widoczna jest tylko górna cz ich profilu. Na problem ten zwraca a uwag Michalska (1971), która uwa a a, e mo e to prowadzi do b dnej klasyfikacji form. Nie zawsze problem ten mo na rozwi za analiz wierce, poniewa wyst puj ozy, które nie posiadaj typowego j dra zbudowanego z osadów gruboziarnistych (Krupa, Hojan, 2015). Obecno rynny subglacjalnej równie nie potwierdza w ka dym przypadku jednoznacznej genezy ozowej. Oprócz ozów w rynnach subglacjalnych mog y powstawa równie terasy kemowe (Niewiarowski, 1994). Zmienno warunków depozycji osadów tuneli lodowcowych w trakcie deglacjacji l dolodu Warty sprzyja o powstawaniu form o z o onej genezie. Znaczna cz ozów by a nadbudowywana przez osady otwartych rozpadlin, co w pewnym stopniu modyfikowa o ich pierwotne cechy morfologiczne i powodowa o powstanie form z o onych. Badania w ods oni ciach przeprowadzono w kilkunastu formach oznaczonych jako ozy na Szczegó owych mapach geologicznych Polski w skali 1: Obejmowa y one g ównie analiz litofacjaln, maj c na celu odtworzenie warunków transportu i sedymentacji. Analizy wykaza y, e osady w wielu formach w górnej cz ci profilu litofacjalnego przypominaj osady typowe dla sandrów, a niektóre dla kemów. W stanowisku Rzymsko nad kompleksem osadów gruboziarnistych wyst puje kompleks osadów piaszczystych: piaski warstwowane horyzontalnie, piaski warstwowane przek tnie p asko i riplemarkowo, które powstawa y w rodowisku niskoenergetycznym ju po otwarciu si tunelu subglacjalnego (Frydrych, 2016). Ponadto zachodnie stoki ozu zosta y nadbudowane teras kemow podczas bardziej zaawansowanego stadium

129 Streszczenia komunikatów 127 deglacjacji. W niektórych formach górna cz profili ma charakter kemów glacilimnicznych ze znacznym udzia em litofacji mu kowych. W Adamowie na osadach piaszczysto-mu kowych i mu kowych znajduje si kompleks masywnych osadów wirowo-piaszczystych s abo wysortowanych, ale o wyra nej rytmice, przypominaj cych osady sto ków przej ciowych. W wielu formach odnotowano wyst powanie rozci erozyjnych wype nionych osadami gruboziarnistymi. Tylko nieliczne formy wykazuj cechy, które mog yby wiadczy o ci g o ci ich sedymentacji w tunelach subglacjalnych nie ulegaj cych pó niejszym przekszta ceniom. Formy z o one charakteryzuj si przewa nie mniejsz kr to ci, która mog a zosta zamaskowana przez osady rozpadlin lodowych. Podobnej modyfikacji ulec mog y równie inne cechy morfologiczne ozów. W niektórych przypadkach z o ono formy widoczna jest jedynie w pewnych jej odcinkach. Dowodzi to mniejszym rozmiarom rozpadlin w stosunku do d ugo ci ca ego tunelu lodowcowego, w którym powstawa y ozy. Analizowane formy ró ni si pod wzgl dem sedymentologicznym co wiadczy mo e o odmiennych warunkach transportu i sedymentacji osadów w tunelach oraz rozpadlinach lodowych. Okresowo przep yw w niektórych rozpadlinach by bardzo niewielki lub praktycznie zamiera. W niektórych formach wyra nie widoczny jest rytm ablacyjny. W ko cowej fazie deglacjacji podczas zwi kszonej ablacji dochodzi o miejscami do przep ywów wysokoenergetycznych o znacznym potencjale erozyjnym. Dok adniejsza analiza form z o onych mo e wnie wiele nowych informacji o warunkach drena u lodowcowego oraz charakterze deglacjacji l dolodu. Literatura BANERJEE I.B. & McDONALD B.C., Nature of esker sedimentation [w:] JOPLING A.V. & McDONALD B.C. [red.]. Glaciofluvial and Glaciolacustrine Sedimentation: SEPM Special Publication 23, BRENNAND T.A., Macroforms, large bedforms and rhythmic sedimentary sequences in subglacial eskers, south central Ontario: implications for esker genesis and meltwater regime. Sedimentary Geology 91, De GEER G., Om rullstensåsarnas bildningssätt. Geol. Fören. Stockholm Förhand 19: FARD A.M. & GRUSZKA B., Subglacial conditions in a branching Saalian esker in northcentral Poland. Sedimentary Geology 193, FRYDRYCH, M., Structural and textural response to dynamics of fluvioglacial processes of the Rzymsko esker sediments, Central Poland. Geology, Geophysics & Environment 42, GRUSZKA B., DOBRACKA E. & LANGER A., Polygenetic esker in Kluczkowo near widwin, NW Poland. [w:] Pisarska-Jamro y M. & Dobracki R. [red.]. Osady glacigeniczne fazy pomorskiej od Uckermark po Równin Bia ogardzk, Bogucki Wydawnictwo Naukowe, Pozna, JAKSA A., rodowiska sedymentacyjne kemów regionu ódzkiego, Acta Geogr. Lodz., 92, KRUPA A. & HOJAN M., Analiza pogl dów na rozwój ozów. Journal of Education, Health and Sport, 5, 12, MICHALSKA Z., Zagadnienia genezy ozów na tle wybranych przyk adów z obszaru Polski rodkowej. Studia Geol. Pol. 7, TERPI OWSKI S., Kemy jako wska nik deglacjacji Niziny Podlaskiej podczas zlodowacenia warty. Wyd. UMCS, Lublin. WARREN W.P. & ASHLEY G.M., Origins of the ice contact stratified ridges (esker) of Ireland. Journal of Sedimentary Research A: Sedimentary Petrology and Processes 64, ZABORSKI B., Ozy pomi dzy Grójcem i Odrzywo em, Przegl. Geogr., 6,

130 128 Streszczenia komunikatów UWARUNKOWANIA URZE BIENIA FORM SKALNYCH W REZERWACIE SKA KI PIEK O POD NIEK ANIEM Z PUNKTU WIDZENIA PALEOPEDOLOGII DETERMINANTS OF THE RELIEF OF ROCK FORMATIONS IN THE SKA KI PIEK O POD NIEK ANIEM NATURE RESERVE FROM THE POINT OF VIEW OF PALEOPEDOLOGY Micha JANKOWSKI 1, Micha D BROWSKI 1, Adam MICHALSKI 1 1 Katedra Gleboznawstwa i Kszta towania Krajobrazu, Wydzia Nauk o Ziemi, Uniwersytet Miko aja Kopernika w Toruniu, Toru, ul. Lwowska 1, mijank@umk.pl, michal.dabrowski@op.pl, adamich@o2.pl Zespó osta ców skalnych obj tych ochron w rezerwacie przyrody Ska ki Piek o pod Niek aniem jest uznawany za jeden z najciekawszych obiektów tego typu w regionie wi tokrzyskim. Genez form skalnych wi e si z wietrzeniem oraz deflacj i korazj dolnojurajskich piaskowców serii ostrowieckiej (lias), w warunkach peryglacjalnych pó nego plejstocenu (Lindner, 1972). Uformowanie charakterystycznych kszta tów ambon, gzymsów i grzybów skalnych jest przypisywane ró nicom w odporno ci na czynniki niszcz ce warstw piaskowców powsta ych z piasków strefy wybrze a morskiego, tworz cych trzy serie o odr bnym stylu u awicenia oraz barwach. Analiza morfologii oraz podstawowych w a ciwo ci chemicznych piaskowców pozwala stwierdzi, i zró nicowanie tych cech oraz odporno ci ska na górze Piek o jest w du ym stopniu efektem dawnych procesów glebotwórczych z okresu wczesnej jury. W budowie rodkowej cz ci ska zachowa a si pe na sekwencja poziomów genetycznych typowa dla gleby okre lanej jako glejobielica, cechuj cej si bardzo du, dochodz c do czterech metrów mi szo ci. Najsilniej zniszczone przez deflacj i korazj strefy podci i nisz reprezentuj poziomy wymywania albic (E), natomiast zalegaj ce poni ej strefy barwy rdzawej reprezentuj poziomy wzbogacania spodic (Bs), scementowane tlenkami glinu i elaza, wmytymi z poziomu nadleg ego i tworz ce progi o wi kszej odporno ci. Poni ej poziomu spodic zalega poziom glejowy, cechuj cy si charakterystyczn marmurkowat plamisto ci, zwi zan z redukcj i utlenianiem zwi zków elaza pod wp ywem wody gruntowej. Obok charakterystycznego zró nicowania poziomów genetycznych, w ska ach góry Piek o mo na zaobserwowa szereg innych cech morfologicznych zwi zanych z pedogenez w okresie dolnej jury, takich jak obecno struktur pokorzeniowych lub ich pseudomorfoz, strefowe zatarcie struktur sedymentacyjnych, czy te wyst powanie lamelli (wst g iluwialnych) obsekwentnych w stosunku do warstwowania litologicznego. Analogiem jurajskiej paleogleby z okolic Niek ania wyst puj cym na wspó czesnej powierzchni terenu s gleby nazywane gigantycznymi bielicami (giant Podzols), spotykane w strefie tropikalnej i subtropikalnej, cz sto na piaszczystych wybrze ach morskich (np. w Brazylii). Nale y zaznaczy, e w a ciwo ci chemiczne gleby (przemieszczenie elaza i glinu) wynikaj ce z dawnej pedogenezy s czytelne, jednak silnie zmodyfikowane w wyniku oddzia uj cej oko o 200 milionów lat diagenezy. Literatura LINDNER L., Geneza i wiek ska ek piaskowcowych góry Piek o ko o Niek ania. Acta Geologica Polonica 22 (1):

131 Streszczenia komunikatów 129 SEKWENCJA LESSOWO GLEBOWA W ZAPR YNIE I JEJ W A CIWO CI LITOLOGICZNE THE LOESS SOIL SEQUENCE IN ZAPR YN AND ITS LITHOLOGICAL PROPERTIES Marcin KRAWCZYK 1, Kamila RYZNER 1, Zdzis aw JARY 1, Jacek SKURZY SKI 1 1 Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, pl. Uniwersytecki 1, marcin.krawczyk@uwr.edu.pl, kamila.ryzner@uwr.edu.pl, zdzis aw.jary@uwr.edu.pl, jacek.skurzynski@uwr.edu.pl Sedymentacja lessu podczas ostatniej fazy lessotwórczej na terenie Polski nie by a ci g a. Jej intensywno by a zró nicowana, czego dowodem mog by zmiany zapisane w sk adzie granulometrycznym lessów. Nowe, precyzyjne techniki oznaczania uziarnienia osadów umo liwiaj wykorzystanie ró nych wska ników granulometrycznych do szczegó owej analizy procesów depozycji lessów. Przedmiotem niniejszego komunikatu jest analiza cech granulometrycznych sekwencji lessowo-glebowych w Zapr ynie. Sekwencja lessowo-glebowa w Zapr ynie zlokalizowana jest w po udniowej, morfologicznej kraw dzi Wzgórz Trzebnickich w nieczynnej piaskowni w pobli y drogi z oziny do W growa (fig. 1.). Obszar wyrobiska ograniczony jest niewielkimi dolinami denudacyjnymi o ogólnym przebiegu N-S. Lessy na omawianym obszarze maj mi szo ok. 4-6 m. Fig. 1. Lokalizacja sekwencji lessowo-glebowej w Zapr ynie na tle numerycznego modelu terenu Do szczegó owych bada wykorzystano ok. 130 próbek lessu pobranych w interwa ach co 5 cm. Próbki te poddano rygorystycznej preparatyce, a nast pnie oznaczono sk ad granulometryczny metod dyfraktometrii laserowej aparatem Mastersizer Wydzielono cztery frakcje: py gruby (16-64 μm), py drobny (4-16 μm), materia ilasty (<4 μm) oraz piasek (>64 μm). Na ich podstawie wyliczono tzw. granulometryczne wska niki po rednie (ang. grain size proxy) bardzo cz sto wykorzystywane w badaniach paleo rodowiskowych do rekonstrukcji takich zmiennych jak odleg o od róde materia u lessowego czy szybko i si a wiatru podczas cyklów glacjalno-interglacjalnych.

132 130 Streszczenia komunikatów Pierwszym jest wska nik U-ratio wyra ony stosunkiem zawarto ci grubego i redniego py u do zawarto ci py u drobnego (16-63 m /4-16 m). Wska nik ten zosta zaproponowany przez Vandenberghe w 1985 roku wykorzystywany jest do oddzielania ciep ych okresów charakteryzuj cych si s ab dynamik wiatru (niskie warto ci U-ratio) od okresów zimnych cechuj cych si dynamicznym rodowiskiem eolicznym (wysokie warto ci U-ratio). Wska nik GSI (Grain Size Index) zosta zaproponowany w 2002 roku przez Rousseau i in. jako wska nik ukazuj cy dynamik wiatru oraz py u eolicznego (Ujvari, 2016). Wska nik ten wyra ony jest stosunkiem zawarto ci py u grubego i redniego da zawarto ci frakcji drobniejszych: py u drobnego i i u (GSI: m/<20 m, w tym opracowaniu m/<16 m). Indykator ten jest stosowany w celu wykazania zmian wydajno ci porywania, transportu i depozycji drobnego py u lessowego w odniesieniu do grubszych frakcji lessowych w zale no ci od si y wiatru. Wysokie warto ci GSI wskazuj na wi ksz cz stotliwo burz py owych oraz odpowiednio wysokie tempo depozycji. Szczegó owe analizy granulometryczne pozwoli y wyró ni pi pó noplejstoce skich jednostek lito-pedostratygraficznych: dwa poligeniczne paleokompleksy glebowe (S1, L1SS1), dwie jednostki lessowe (L1LL1, L1LL2) oraz zredukowany poziom gleby holoce skiej (S0) (fig. 2.). Fig. 2. Rozk ad uziarnienia, podatno ci magnetycznej, zawarto ci w glanu wapnia i humusu w sekwencji lessowo-glebowej w Zapr zynie (szczegó owy opis w Jary i in., 2016) Analiza wykresów granulomatrycznych sekwencji lessowo-glebowej w Zapr ynie pozwoli a na wysuni cie kilku podstawowych wniosków: Analiza zmian wielko ci ziaren w obr bie sekwencji lessów m odszych górnych ujawni a obecno kilku krótkich cyklów depozycyjnych podczas okresu formowania si jednostki. Zmiany rodowiska depozycyjnego s potwierdzone przez rozk ady granulometrycznych wska ników po rednich. Szczególnie jest to dobrze widoczne w rozk adzie najm odszych lessów L1LL1. Wida wzrastaj c intensywno rodowiska, charakteryzuj c si wzmo on intensywno ci wiatrów, co zbiega o si prawdopodobnie z panowaniem surowego mro nego klimatu. Szczególnie istotne s wyra ne wk adki piaszczyste informuj ce o bardzo dynamicznym rodowisku i udziale lokalnego materia u prawdopodobnie z doliny Odry (fig. 3.). Sedymentacja lessu na badanym obszarze nie by a ci g a. W strukturze jednostek lessowych wyró niono liczne horyzonty glejowe. Ich obecno sugeruje, e podczas sedymentacji musia o dochodzi do krótkich zmian rodowiska depozycyjnego.

133 Streszczenia komunikatów 131 Fig. 3. Wybrane wska niki granulometryczne dla sekwencji lessowo-glebowej w Zapr ynie. Literatura JARY Z., KRAWCZYK M., RACZYK J., RYZNER K., Loess in Lower Silesia, [W:] Erkundungen in Sachsen und Schlesien : quartäre sedimente im landschaftsgenetischen kontext / [ed. by Dominik Faust and Katja Heller]. Geozon Science Media, 2016, s

134 132 Streszczenia komunikatów GENEZA I WIEK OSADÓW VISTULIA SKICH W STANOWISKU JAROSZÓW, PRZEDGÓRZE SUDECKIE THE GENESIS AND AGE OF THE VISTULIAN SEDIMENTS AT JAROSZÓW, SUDETY FORELAND Dariusz KRZYSZKOWSKI 1, Lucyna WACHECKA-KOTKOWSKA 2, Danuta J. MICHCZY SKA 3, Adam MICHCZY SKI 3, Dariusz WIECZOREK 4 1 Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, Pl. Uniwersytecki 1, dariusz.krzyszkowski@uwr.edu.pl 2 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Uniwersytet ódzki, ód, Narutowicza 88, lucyna.wachecka@geo.uni.lodz.pl 3 Zak ad Zastosowa Radioizotopów, Instytut Fizyki-Centrum Naukowo-Dydaktyczne, Politechnika l ska, Gliwice, ul. S. Konarskiego 22B, danuta.michczynska@polsl.pl; adam.michczynski@polsl.pl 4 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia wi tokrzyski, Kielce, ul. Zgoda 21, dariusz.wieczorek@pgi.gov.pl Stanowisko Jaroszów po o one jest 40 km na SW od Wroc awia i oko o 100 km od linii maksymalnego zasi gu l dolodu Wis y. Na cianach wyrobiska górniczego w kilku miejscach ods ania y si serie osadów jeziornych, po o one pomi dzy utworami serii rzecznych (Krzyszkowski i in., 1999; 2001). Obserwacje w latach ods oni kopalnych zbiorników pozwoli y na wydzielenie 8 warstw (fig. 1). Fig. 1. Syntetyczny profil geologiczny kopalnych osadów jeziornych w Jaroszowie (1 laminowane mu ki; 2 masywne mu ki; 3 piaski i wiry; 4 rodkowe osady organiczne (czarne i y, torfy i warstwowane piaski); 5 osady w glanowe; 6 mu ki i wiry; 7 górne osady organiczne (brunatne mu y organiczne z przewarstwieniami torfu); 8 górne mu ki organiczne) Z osadów jeziornych pobrano 44 próbki do znacze 14 C. Wyniki tych bada mia y na celu okre li wiek osadów i tempo zape niania zbiorników. Otrzymano 13 dat otwartych, pozosta e 21 dat uzyskano dla próbek z materii organicznej, a 10 dla w glanów. Daty radiow glowe poddano kalibracji przy u yciu programu OxCal v (Bronk, Ramsey, 2009) oraz krzywej kalibracyjnej IntCal 13 (Reimer i in., 2013). Dokonano analizy rozk adu g sto ci prawdopodobie stwa tych 21 dat. Osobno wykonano zbiorczy wykres dla osadów w glanowych (10 dat). Zauwa ono grupowanie si dat, przesuni cia czasowe, a tak e ich brak w pewnych przedzia ach (fig. 2). Otrzymane wyniki analizowano w odniesieniu do krzywej izotopowej tlenu w rdzeniu lodowym NGRIP (Rasmussen i in., 2014)

135 Streszczenia komunikatów 133 i osadach morskich LR04 (Lisiecki, Raymo, 2005), oraz danych o fazach rozwoju i zaniku l dolodu skandynawskiego dla obszaru Polski i po udniowej cz ci niecki Ba tyku (Houmark- Nielsen, 2010; Marks, 2012, 2015) i zmianach warunków klimatycznych w Europie i Polsce (Helmens, 2013; Marks i in., 2016). Fig. 2. Rozk ad g sto ci prawdopodobie stwa dla dat 14 C pochodz cych z osadów plenivistulia skich w stanowisku Jaroszów Najstarsza data po kalibracji obejmuje przedzia cal BP i mo e by powi zana z okresem odpowiadaj cym w rdzeniu lodowym GI-13 lub GI-12. Kolejne zgrupowanie dat 14 C przypada na okres lat cal BP. Najwi cej dat kalibrowanych uzyskano dla przedzia u lat cal BP. W okresie poprzedzaj cym nasuni cie l dolodu Wis y równie zauwa alny jest pik dla okresu oko o lat cal BP. Wyra nie zaznacza si brak dat z okresu lat cal BP, co odpowiada maksymalnemu rozprzestrzenieniu l dolodu skandynawskiego na ziemiach polskich w MIS 2, tj. stadiale g ównym (Marks i in., 2016). L dolód by na tyle blisko, e warunki tworzenia si pokrywy ro linnej by y utrudnione. Wyj tkiem jest pojedyncza data o wieku kalibrowanym ok lat cal BP, która mo e by powi zana z odpowiedzi rodowiska sedymentacyjnego na ocieplenie zarejestrowane w rdzeniu lodowym GI-2.2 lub GI-2.1 Natomiast podczas fazy pomorskiej (czo o l dolodu ok km od stanowiska) nast pi a ekspansja ro linno ci tundrowej, czego wyrazem jest kolejny pik przypadaj cy na lat cal BP. W tym czasie w rdzeniu lodowym przypada granica pomi dzy GS-2.1a i GS-2.1b, a w danych morskich zaczyna si wyra ny spadek warto ci 18 O. W okresie ok lat cal BP, na krzywej rozk adu g sto ci prawdopodobie stwa dat radiow glowych wyra nie wida ostatni, w ski pik. W stanowisku Jaroszów na tle krzywej rozk adu g sto ci prawdopodobie stwa dat radiow glowych pochodz cych z osadów organicznych przedstawiono równie rozk ad dat 14 C z osadów zawieraj cych w glan wapnia. Ze wzgl du na prawdopodobie stwo wyst powania

136 134 Streszczenia komunikatów efektu rezerwuarowego rozk ad ten jest trudny w interpretacji. Wielko efektu rezerwuarowego dla w glanowych osadów jeziornych zale y od szeregu czynników (np. od stosunku obj to ci wody w zbiorniku do jego powierzchni) i co wi cej mo e zmienia si w ci gu historii zbiornika. Pomimo, e dla Jaroszowa dysponujemy tylko 21 datami 14 C, to porównuj c te dane z datami z formacji Piaski w rejonie Be chatowa, wydaje si, e stanowisko Jaroszów by o bardziej czu e na zmiany klimatu i rejestrowa o równie krótsze okresy ocieple (GI-9, GI-10, GI-11 oraz GI-2). Literatura BRONK RAMSEY C, Bayesian analysis of radiocarbon dates. Radiocarbon 51(1): HELMENS K.F., The Last Interglacial-Glacial cycle (MIS 5-2) re-examined based on long proxy records from central and northern Europe. Technical Report TR HOUMARK-NIELSEN M., Extent, age and dynamics of Marine Isotope Stage 3 glaciations in the southwestern Baltic Basin. Boreas, 39, 2: Doi: /j x. KRZYSZKOWSKI D., ALEXANDROWICZ W.P., BLUSZCZ A., CHOMA-MORYL K., CZECZUGA B., HERCMAN H., J DRYSEK M., KUSZELL T., NAWROCKI J., PAZDUR A., Chronologia zmian warunków sedymentacji pó novistulia skich osadów jeziornych w Jaroszowie. W: A. Pazdur & W. Stankowski (red.) Geochronologia m odszego czwartorz du w Polsce. WIND, Wroc aw: KRZYSZKOWSKI D., ALEXANDROWICZ W.P., BLUSZCZ A., CHOMA-MORYL K., GOSLAR T., HERCMAN H., J DRYSEK M., NAWROCKI J., PAZDUR A., Middle and Late Weichselian stratigraphy and palaeoenvironments at Jaroszów, Southwestern Poland. In: D. Krzyszkowski (ed.) Late Cainozoic and Palaeogeography of the Sudetic Foreland. WIND J. Wojewoda: LISIECKI L.E., RAYMO M.E., A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic 18 O records. Paleoceanography, 20. PA Doi: /2004PA MARKS L., Timing of the Late Vistulian (Weichselian) glacial phases in Poland. Quaternary Science Reviews, 44: Doi: /j.quascirev MARKS L., Last deglaciation of northern continental Europe. Cuadernos de Investigación Geográfica, 41, 2: Doi: /cig MARKS L., GA ZKA D., WORONKO B., Climate, environmemnt and stratigraphy of the last Pleistocene glacial stage in Poland. Quaternary International, 420: RASMUSSEN S.O., BIGLER M., BLOCKLEY S.P.E., BLUNIER T., BUCHARDT S.L., CLAUSEN H.B., CVIJANOVIC I., DAHL-JENSEN D., JOHNSEN S.J., FISCHER H., GKINIS V., GUILLEVIC M., HOEK W.Z., LOWE J.J., PEDRO J., POPP T., SEIERSTAD I.K., STEFFENSEN J.P., SVENSSON A.M., VALLELONGA P., VINTHER B.M., WALKER M.J.C., WHEATLEY J.J. AND WINSTRUP M., A stratigraphic framework for abrupt climatic changes during the Last Glacial period based on three synchronized Greenland ice-core records: refining and extending the INTIMATE event stratigraphy. Quaternary Science Reviews, 106: REIMER P.J., BARD E., BAYLISS A., BECK J.W., BLACKWELL P.G., BRONK RAMSEY C., GROOTES P.M., GUILDERSON T.P., HAFLIDASON H., HAJDAS I., HATTZ C., HEATON T.J., HOFFMANN D.L., HOGG A.G., HUGHEN K.A., KAISER K.F., KROMER B., MANNING S.W., NIU M., REIMER R.W., RICHARDS D.A., SCOTT E.M., SOUTHON J.R., STAFF R.A., TURNEY C.S.M., VAN DER PLICHT J., IntCal 13 and Marine1 3 radiocarbon age calibration curves 0-50,000 years cal BP. Radiocarbon, 55 (4):

137 Streszczenia komunikatów 135 CECHY MINERALOGICZNO PETROGRAFICZNE ZWIETRZELIN POD O A CZWARTORZ DU W PROFILU OTWORU WIERTNICZEGO WO ÓW PIG 1 MINERALOGIC AND PETROGRAPHIC FEATURES OF WEATHERING IN QUATERNARY SUBSTRATE IN WO ÓW PIG 1 BOREHOLE Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1, Zbigniew Z ONKIEWICZ 2, Tadeusz SZYD AK 3, Zbigniew ZAGÓRSKI 4 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, ma gorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl 2 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia wi tokrzyski, Kielce, ul. Zgoda 21, zzlonkiewicz@wp.pl 3 Katedra Mineralogii, Petrografii i Geochemii, Wydzia Geologii, Geofizyki i Ochrony rodowiska, Akademia Górniczo-Hutnicza w Krakowie, Kraków, al. Mickiewicza 30, szydlak@agh.edu.pl 4 Katedra Nauk o rodowisku Glebowym, Wydzia Rolnictwa i Biologii, Szko a G ówna Gospodarstwa Wiejskiego, Warszawa, ul. Nowoursynowska 164, zbigniew_zagorski@sggw.pl Ustalenie cech lokalnego i regionalnego t a mineralogicznego osadów czwartorz dowych w centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich (Ludwikowska-K dzia, 2013) ma istotne znaczenie w badaniach dotycz cych pochodzenia materia u ród owego dla tych osadów i w prawid owej interpretacji rodowiska ich sedymentacji. Szczególn rol w formowaniu cech teksturalnych osadów czwartorz dowych, nie tylko spektrum mineralnego, ale i uziarnienia, obróbki ziaren kwarcu itd., nale y przypisa zwietrzelinom kompleksów osadowych ska paleozoicznych i mezozoicznych pod o a, powsta ym na etapie paleoge sko-neoge skiej morfogenezy Gór wi tokrzyskich. Zwietrzeliny te by y uruchamiane i przekszta cane w czwartorz dzie w warunkach klimatycznych i rodowiskowych odmiennych od tych, jakie towarzyszy y ich powstaniu. Dotyczy to okresów bezpo redniej obecno ci l dolodów, jak równie warunków interglacjalnych czy peryglacjalnych. Wa ne jest wi c rozpoznanie pierwotnych cech teksturalnych tych zwietrzelin, systematycznie w czanych w pokryw osadów czwartorz dowych. Przyk adem s diamiktony glacjalne w Dolinie Wilkowskiej (Kowalski i in., 1979) czy w Dolinie Kielecko- agowskiej (Ludwikowska-K dzia i in., 2011, 2015, Kubala- Kuku i in., 2013), w których doszukujemy si zwi zku z utworami triasu czy karbonu. Równie istotnym zagadnieniem wydaje si by rozpoznanie w ska ach pod o a i ich zwietrzelinach (in situ) bezpo redniego zapisu oddzia ywania zimnych warunków klimatycznych plejstocenu. Badaniami mineralogiczno-petrograficznymi, makro- i mikrostrukturalnymi obj to seri mu ów i mu ów piaszczystych (neoge skich zwietrzelin ska górnego triasu) w profilu otworu wiertniczego Wo ów PIG-1. Otwór kartograficzny Wo ów PIG-1 jest zlokalizowany na arkuszu SMGP Odrow (Z onkiewicz, 2017), w dolinie rzeki Czarnej, oko o 2 km na wschód od St porkowa. Analizowana seria osadów (9,4 m mi szo ci), wyst puje w profilu otworu na g boko ci 40,7-49,1 m. p.p.t. Rozdziela ona pakiet br zowych i szarych utworów i owcowomu owcowych, zaliczonych do górnotriasowej warstw ze Studziannej, nawierconych do g boko ci 54,7 m oraz nadleg 40 metrow, plejstoce sk seri piasków i wirów. Interpretacja wieku i genezy utworów tworz cych analizowan seri nie jest jednak jednoznaczna i wymaga dalszych bada. Prawdopodobnie reprezentuje jeziorno-bagienne osady pstrych warstw parszowskich, odpowiadaj cych pstrym warstwom wielichowskim, zaliczonym do najwy szego triasu, retyku (Cie la i in., 1999a, b, Marcinkiewicz i in., 2014, Pie kowski i. in., 2014, Fija kowska-mader red., 2017). Mu y i mu y piaszczyste reprezentuj ce t seri s masywne,

138 136 Streszczenia komunikatów miejscami laminowane. Mi szo lamin waha si od 1 do 3 (5) mm. W profilu widoczne s strefy deformacji osadów, liczne struktury szczelinowe, nacieki. Barwa osadów jest zmienna, ó toszara, wi niowa i br zowo ó ta. Lokalnie mu y zawieraj ostrokraw dziste okruchy we frakcji wirowej i charakteryzuj si bardzo s abym wysortowaniem materia u okruchowego. G ównym sk adnikiem analizowanych osadów jest drobnoziarniste matrix zbudowane z ostrokraw dzistych ziaren kwarcu we frakcji py owej. Ponadto, stwierdza si wyst powanie w nim okruchów skaleni (zarówno alkalicznych jak i plagioklazów) oraz blaszek muskowitu. Przestrze pomi dzy tymi sk adnikami wype niaj minera y ilaste reprezentowane prawdopodobnie przez illit i kaolinit. W matrix rozproszone s tak e liczne, rednio i dobrze obtoczone ziarna kwarcu we frakcji piaskowej. Frakcj wirow reprezentuj okruchy, które sk adaj si z ziaren kwarcu scementowanych wodorotlenkami elaza i hematytem. Widoczne w osadach struktury szczelinowe, na tym etapie bada, nale y wi za z przekszta ceniami pedogenicznymi i prawdopodobnie kriogenicznymi. Wokó agregatów elazistych i miejscami pedogenicznych widoczne s iluwialne otoczki ilaste, zbudowane z laminowanych nagromadze minera ów ilastych (g ównie smektytu). Badania rentgenograficzne osadów potwierdzi y wyniki obserwacji mikroskopowych. Frakcja i owa by a przypuszczalnie pierwotnie rozmieszczona równomiernie w ca ym osadzie, wype niaj c przestrzenie mi dzy ziarnami kwarcu i skaleni. Prawdopodobnie, pó niejsze procesy (pedogeniczne? i kriogeniczne) spowodowa y jej przemieszczenie i utworzenie dwóch charakterystycznych form: nacieków i lamin. Na podstawie cech mikromorfologicznych w badanych osadach mo na zasugerowa obecno ladów przemian kriogenicznych. Analiza minera ów ci kich tej serii osadów wykaza a brak minera ów przezroczystych, a wyst powanie wy cznie wtórnych tlenków elaza, co wskazuje na intensywne oddzia ywane procesów hipergenicznych. Z wst pnie przeprowadzonych bada wynika, e analizowane osady w profilu otworu wiertniczego Wo ów PIG-1, mog by rozwa ane jako materia ród owy: (1) serii czwartorz dowych mu ów, ró nej generacji, powszechnie wyst puj cych w dnach dolin rzecznych w regionie wi tokrzyskim, a których powstanie najcz ciej wi e si z denudacj lessów; (2) dla procesów eolicznych i formowania pokrywy osadów eolicznych, w tym tak e lessów; (3) minera ów nieprzezroczystych w spektrum mineralnym osadów czwartorz dowych, wskazuj cym nie tyle na intensywne przekszta cenie osadów w warunkach hipergenicznych, co na udzia lokalnych zwietrzelin ska pod o a. Z racji obecno ci w analizowanych osadach przekszta ce kriogenicznych i pedogenicznych mo na za o y, e w profilach wietrzeniowych ska bezpo redniego pod o a osadów czwartorz dowych, tkwi znaczny potencja interpretacyjny, w zakresie warunków paleo rodowiskowych i paleoklimatycznych czwartorz du. Literatura CIE LA E., LINDNER J., SEMIL J., 1999 a. Szczegó owa Mapa Geologiczna Polski w skali 1: Arkusz Niek a (741). Wydawnictwa Geologiczne. Warszawa. CIE LA E., LINDNER J., SEMIL J., 1999 b. Obja nienia do Szczegó owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1: Arkusz Niek a (741). Wydawnictwa Geologiczne. Warszawa. FIJA KOWSKA-MADER A (red.), Profile g bokich otworów wiertniczych Pa stwowego Instytutu Geologicznego. Otwór Nie wi PIG-1. Narodowe Archiwum Geologiczne. KOWALSKI B., GROMADA E., SWA DEK M., Granulometryczna litologiczno-petrograficzna charakterystyka gliny zwa owej z Doliny Wilkowskiej w Górach wi tokrzyskich. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 49/ 3/4: KUBALA-KUKU A., LUDWIKOWSKA-K DZIA M., BANA D., BRAZIEWICZ J., MAJEWSKA U., PAJEK M., WUDARCZYK-MO KO J., Application of the X-ray fluorescence analysis and X-ray diffraction in geochemical studies of the Pleistocene tills from Holy Cross Mountains. Radiation Physics and Chemistry 93, LUDWIKOWSKA-K DZIA M., The assemblages of transparent heavy minerals in Quaternary sediments of the Kielce- agów Valley (Holy Cross Mountains, Poland). Geologos 19, 1-2:

139 Streszczenia komunikatów 137 LUDWIKOWSKA-K DZIA M., PAWELEC H., Osady glacigeniczne w rejonie M chocic Kapitulnych. (W:) Ludwikowska-K dzia M., Wiatrak M., (red). Geologia i geomorfologia Regionu wi tokrzyskiego. Instytut Geografii UJK, Kielce, LUDWIKOWSKA-K DZIA M., PAWELEC H., ADAMIEC G., Depositional environment of the glacigenic deposits from the Nap ków Hills (Holy Cross Mountains, Poland) interpretation based on macro- and microstrukture analyses. Geologos 21, 4: MARCINKIEWICZ T., FIJA KOWSKA-MADER A., PIE KOWSKI G., Poziomy megasporowe epikontynentalnych utworów triasu i jury w Polsce podsumowanie. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 457: PIE KOWSKI G., NIED WIEDZKI G., BRA SKI P., Climatic reversals related to the Central Atlantic magmatic province caused the end-triassic biotic crisis-evidence from continental strata in Poland. Geological Society of America Special Papers 505: Z ONKIEWICZ Z., Szczegó owa Mapa Geologiczna Polski w skali 1: Arkusz Odrow, PIG- PIB, Warszawa.

140 138 Streszczenia komunikatów POCHODZENIE I WIEK OSADÓW BUDUJ CYCH TERAS WY SZ PRZE OMOWEGO ODCINKA DOLINY RZEKI LUBRZANKI W GÓRACH WI TOKRZYSKICH THE ORIGIN AND AGE OF SEDIMENTS BUILDING THE HIGHER TERRACE OF THE GORGE OF THE LUBRZANKA RIVER VALLEY IN THE HOLY CROSS MOUNTAINS Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1, Grzegorz ADAMIEC 2, Jacek SKURZY SKI 3, Zdzis aw JARY 3 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, ma gorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl 2 Politechnika l ska w Gliwicach, grzesadam@gmail.com 3 Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, pl. Uniwersytecki 1, jacek.skurzynski@uwr.edu.pl; zdzislaw.jary@uwr.edu.pl rodowisko sedymentacyjne, pochodzenie oraz wiek zró nicowanych litofacjalnie osadów czwartorz dowych w centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich, rozwa ane na tle nie tylko uwarunkowa klimatycznych, ale tak e morfostrukturalnych obszaru, to zagadnienia wymagaj ce w regionie uszczegó owienia i weryfikacji. Badania litogenetyczne i chronostratygraficzne osadów rodowiska fluwialnego podj to w dolinie rzeki Lubrzanki, w jej odcinku prze omowym przez pasmo g ówne Gór wi tokrzyskich (rejon Ameliówki). Weryfikacj pogl dów dotycz cych paleoge sko-neoge skiej i czwartorz dowej morfogenezy, tego najbardziej znanego prze omu rzecznego w regionie wi tokrzyskim, przeprowadzi Kowalski (1988, 1998). Obecne prace uszczegó owiaj ce uzasadnia dyskusyjny problem wieku rodkowopolskiej terasy wysokiej w dnach dolin rzek wi tokrzyskich oraz fa szowania przez osady deluwialne faktycznej agradacji rzecznej w regionie (np. Klatkowa, 1955, Kowalski, 1988, 1989, 2002, Ludwikowska-K dzia i in., 2006, Wachecka-Kotkowska, Ludwikowska-K dzia, 2007). W budowie wysokiego, rodkowopolskiego poziomu terasy doliny Lubrzanki (8-10m wysoko ci wzgl dnej) w ods oni ciu w Ameliówce, na podstawie wst pnej analizy cech strukturalnych i wybranych cech teksturalnych (uziarnienie, sk ad minera ów ci kich), tak e analiz geochemicznych (pierwiastki g ówne i ladowe, zawarto w glanów i w gla organicznego), wyró niono trzy serie osadów: S dolna, która jest zbudowana z piasków drobno- i ró noziarnistych, sko nie warstwowanych (St, Sl), dobrze wysortowanych, o charakterystycznej ró owej barwie. Osady te s pozbawione w glanów i materii organicznej, a w ich sk adzie chemicznym dominuje krzemionka, co powoduje obni enie zawarto ci pozosta ych oznaczanych pierwiastków. Dominuj przezroczyste minera y z grupy odpornych (cyrkon, turmalin, staurolit i in.), przy wysokim udziale granatów i amfiboli. Uk ad wiod cych minera ów ci kich to cyrkon>amfibole>granaty. LS rodkowa, przej ciowa seria sk adaj ca si z naprzemiennie zalegaj cych warstw piasków masywnych, miejscami warstwowanych sko nie i horyzontalnie (Sh, Sl), z warstwami, ale i soczewkami masywnych i laminowanych py ów (Tm,Th,Tw). W obr bie tej serii wyra nie zaznacza si poziom deformacji, prawdopodobnie kriogenicznej genezy oraz wyst powanie konkrecji nieregularnych kszta tów (kukie ek lessowych). Konkrecje te jako efekt dekalcytacji, najprawdopodobniej dokumentuj przerwy w sedymentacji lessów (interstadialne?) oraz wskazuj na warunki oglejenia osadów (Konecka-Betley i in., 2010).

141 Streszczenia komunikatów 139 Seria L seria górna, zbudowana z py ów i py ów piaszczystych (lessów) (Tm,Th,Tw), miejscami z drobnymi soczewkami piasków masywnych (Sm). Poziom ten jest wyra nie w glanowy (zawarto w glanów w zakresie %, rednio 6.7%), co przek ada si na stosunkowo wysokie warto ci LOI (ang. loss on ignition strata pra enia). Utwory te s s abo zwietrza e chemicznie. Depozycja osadów serii S i SL-L, wed ug datowa OSL, przypada odpowiednio na górny plenivistulian i pó ny glacja. Wst pne wyniki bada osadów w ods oni ciu w Ameliówce wykaza y, e fluwialna seria terasy w dolinie rzeki Lubrzanki, jest nadbudowana seri osadów eoliczno-deluwialnych, podobnie jak w innych dolinach rzek centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich. Zapis tego typu procesów jest szczególnie czytelny w strefach kontaktu w skich den dolin ze skalnymi zboczami pasm wzniesie. Uwzgl dniaj c wyniki datowa OSL terasa rzeczna by a formowana w vistulianie. Istotne, e osady pylaste serii LS i L wykazuj wyra n geochemiczn odr bno od opisywanych do tej pory lessów polskich (Raczyk i in., 2015, Skurzy ski i in., 2017, Skurzy ski i in., 2018). Zauwa alny jest te ich zwi zek z pokrywami osadów glacjalnych zdeponowanych w dnie Pado u Kielecko- agowskiego (Kubala-Kubu i in., 2013). Powy sze spostrze enia w zakresie geochemii osadów wymagaj przeprowadzenia szerzej zakrojonych prac badawczych. Literatura KLATKOWA H., Utwory stokowe na terasie Kamiennej pod W chockiem. Biuletyn Peryglacjalny 2: KONECKA-BETLEY K., CZ PI SKA-KAMI SKA D., ZAGÓRSKI Z., Przyczynek do rozpoznania genezy i sk adu chemicznego kukie ek lessowych w ods oni ciu Sandomierz. Roczniki Gleboznawcze, 61/4: KOWALSKI B., 1988 (1989). Rozwój rze by prze omowego odcinka doliny rzeki Lubrzanki przez g ówne pasmo Gór wi tokrzyskich w czwartorz dzie. Przegl d Geograficzny 60, 4: KOWALSKI B., Warunki powstania i rozwój prze omowego odcinka doliny rzeki Lubrzanki przez g ówne pasmo Gór wi tokrzyskich w trzeciorz dzie. Przegl d Geograficzny 60, 3: 351. KOWALSKI B., Geneza i wiek osadów terasy zalewowej i nadzalewowej (wysokiej) rodkowego odcinka doliny Lubrzanki w Górach wi tokrzyskich. Prace Instytutu Geografii Akademii wi tokrzyskiej 8: KUBALA-KUKU A., LUDWIKOWSKA-K DZIA M., D.BANA D., BRAZIEWICZ J., MAJEWSKA U., PAJEK M., WUDARCZYK-MO KO U., Application of the X-ray fluorescence analysis and X-ray diffraction in geochemical studies of the Pleistocene tills from Holy Cross Mountains. Radiation Physics and Chemistry 93: LUDWIKOWSKA-K DZIA M., WIATRAK M., BLUSZCZ A., Litostratygrafia plejstoce skiego tarasu wysokiego doliny agowicy w rejonie Mas owca (SE cz Gór wi tokrzyskich). Przegl d Geologiczny vol. 54/11: RACZYK J., JARY Z., KORABIEWSKI B., Geochemical properties of the Late Pleistocene loesssoil sequence in Dankowice (Niemcza-Strzelin Hills). Landform Analysis 29: SKURZY SKI J., JARY Z., RACZYK J., MOSKA P., KORABIEWSKI B., RYZNER K., KRAWCZYK M., w druku. Geochemical characterization of the Late Pleistocene loess-palaeosol sequence in Tyszowce (Sokal Plateau-Ridge, SE Poland). Quaternary International, ( SKURZY SKI J., JARY Z., RACZYK J., MOSKA P., KRAWCZYK M., Stratygraficzne i przestrzenne aspekty zró nicowania sk adu chemicznego pó noplejstoce skich sekwencji lessowoglebowych w Polsce przyk ady profili w Tyszowcach i Bia ym Ko ciele. Acta Geographica Lodziensia, 106: WACHECKA-KOTKOWSKA L., LUDWIKOWSKA-K DZIA M., Plenivistulia ski poziom wysoki w dolinach rzek Luci y (Równina Piotrkowska/Wzgórza Radomszcza skie) i Belnianki (Góry wi tokrzyskie) porównanie cech strukturalnych i teksturalnych osadów. Acta Geographica Lodziensia 93:

142 140 Streszczenia komunikatów STOPIE WYKSZTA CENIA GRANIAKÓW W ZASI GU FAZY POMORSKIEJ ZLODOWACENIA WIS Y NA PRZYK ADZIE STANOWISKA POPÓWKA W BORACH TUCHOLSKICH THE DEGREE OF VENTIFICATION OF FACETTED STONES FROM AREA RELATED TO THE POMERANIAN PHASE OF THE WIS A GLACIATION Joanna MICHALAK 1, Micha JANKOWSKI 1 1 Katedra Gleboznawstwa i Kszta towania Krajobrazu, Wydzia Nauk o Ziemi, Uniwersytet Miko aja Kopernika w Toruniu, Toru, ul Lwowska 1, asia.m@doktorant.umk.pl, mijank@umk.pl Graniaki, to fragmenty ska, na powierzchni których na skutek procesu korazji wykszta ci y si granie i s siaduj ce z nimi oszlifowane ciany, zwane licami. Tego typu obiekty powstaj w warunkach pustynnych, zarówno gor cych, jak i zimnych, przy d ugotrwa ym, intensywnym wietrze, nios cym cz steczki porwane z ods oni tego pod o a. Za formy dojrza e graniaków uwa a si okazy maj ce wyd u ony, lub sp aszczony kszta t, wiele grani, najcz ciej równoleg ych, sp aszczone ciany oraz wyg adzone ciany i granie. Na terenie Polski graniaki znane s z obszarów polodowcowych, na których kszta towa y si od ust pienia pokrywy lodowej do zasiedlenia obszaru przez ro linno. Powszechnie uwa a si, e na obszarze zwi zanym z ostatnim zlodowaceniem (wis y) populacje graniaków s bardzo niewielkie, a stopie ich wykszta cenia jest s aby (Antczak-Górka, 2005). Obiektem bada jest populacja 132 graniaków pozyskanych na stanowisku badawczym Popówka, po o onym w Borach Tucholskich, w zasi gu oddzia ywania l dolodu fazy pomorskiej ostatniego zlodowacenia. Graniaki tworz poziom kopalnego bruku w osadach piaszczystych sandru Brdy. Do bada wybrano jedynie okazy z wyra nymi graniami, gdy to umo liwia o jednoznaczn identyfikacj ich jako produktów korazji. Celem pracy jest okre lenie stopnia dojrza o ci tych graniaków. Pierwszy etap bada obejmowa opis okazów pod k tem rodzaju ska y, wielko ci, kszta tu, ilo ci i rozmieszczenia grani, charakteru grani i cian, a tak e obecno ci i form elementów mikrorze by. Nast pnie obliczono procentowy udzia ka dej z kategorii w ogóle populacji. Kolejny etap obj korelacj wyst powania poszczególnych cech u okazów przy pomocy wspó czynnika V-Cramera. Dla ka dej z korelacji obliczono poziom istotno ci. Do dalszych analiz wybrano pary cech istotnych dla oceny stopnia dojrza o ci graniaków, dla których stwierdzono wyst powanie umiarkowanego zwi zku, a poziom istotno ci korelacji wynosi < Dla tych korelacji stworzono tabele przestawne, umo liwiaj ce rozpoznanie, które cechy z obu kategorii statystycznie cz ciej wspó wyst puj na okazach. Uzyskane dane przedstawiono w formie udzia u procentowego. W ród badanych ska dominuj jasne ska y magmowe. Gruboziarniste i drobnoziarniste stanowi po oko o 20% populacji. Udzia ska metamorficznych gruboziarnistych, metamorficznych drobnoziarnistych, kwarcytów i piaskowców jest podobny i wynosi 11-12%. Najmniej jest porfirów (7%) i ciemnych ska magmowych (5%). Prawie po ow populacji stanowi klasty o rozmiarze od 4 do 8 cm, mniej jest okazów o wielko ci poni ej 4 cm (36%), a najmniej klastów przekraczaj cych 8 cm (15%). W ród ró nych rodzajów kszta tu klastów dominuj okazy o kszta cie sferycznym (55%). Pozosta e klasty dziel si po równo na wyd u one i sp aszczone. Badane okazy najcz ciej mia y jedn gra (51%), ale znaczn cz populacji stanowi tak e graniaki z kilkoma stykaj cymi si graniami, po o onymi na jednej stronie okazu (28%). Graniaków z graniami u o onymi równolegle, lub chaotycznie rozrzuconymi jest zdecydowanie mniej i stanowi po oko o 10% populacji. W ród grani o ró nym charakterze dominuj granie wyra ne (46%). Mniej jest grani

143 Streszczenia komunikatów 141 ostrych, poszarpanych i zaokr glonych (15-20%). ciany graniaków z badanej populacji s zazwyczaj g adkie, lub nierówne (po 63% okazów ma co najmniej jedno lico w danym typie). Mniej jest cian poszarpanych, nie wyg adzonych w aden sposób (29% okazów ma co najmniej jedn cian przy grani w tej kategorii). W ród kszta tów cian dominuj ciany wypuk e i p askie. Ponad 80% okazów ma co najmniej jedn cian wypuk lub p ask. Mniej jest cian wkl s ych. 29% graniaków ma co najmniej jedn cian wkl s. Umiarkowane zwi zki stwierdzono mi dzy sk adem petrograficznym klastów, a charakterem grani i cian. Kszta t cian skorelowany jest z wielko ci klastów oraz ilo ci i rozmieszczeniem grani. Kolejna korelacja wyst pi a mi dzy kszta tem klastów, a ilo ci i rozmieszczeniem grani. Dodatkowo umiarkowane korelacje zaobserwowano mi dzy charakterem grani i charakterem cian, a tak e mi dzy kszta tem cian, a ich charakterem. Wszystkie badane okazy mia y rozmiar oko o 10 cm (najd u sza rednica), lub mniej, wi c mo na je zaliczy do graniaków ma ych, podlegaj cych izotropowemu mechanizmowi wentyfikacji. Zmierzaj one do wyd u onego kszta tu, zwanego kszta tem orzecha brazylijskiego. Kszta t badanych klastów jest zapewne przynajmniej cz ciowo cech pierwotn, nabyt w wyniku transportu glacjalnego i glacjofluwialnego, ale ugruntowany zosta w trakcie eolizacji. wiadczy o tym korelacja tej cechy z ilo ci i rozmieszczaniem grani. Na przyk ad pod u ny kszta t charakterystyczny dla graniaków o wielu graniach rozmieszczonych równolegle wiadczy o przetaczaniu klastów wokó d u szej osi, a sp aszczony kszta t graniaków o kliku graniach znajduj cych si na jednej stronie okazu jest wynikiem koradowania materia u tylko na górnej stronie graniaka. Kszta t cian skorelowany jest z cechami takimi jak rednica klastów oraz ilo i rozmieszczenie grani, poniewa o stopniu sp aszczenia cian decyduje d ugo wystawienia danej ciany na dzia anie wiatru. Pozosta e cechy okre laj ce stopie dojrza o ci graniaków s w tej populacji silnie skorelowane z petrografi klastów. Graniaki powsta e ze ska niejednolitych, takich jak grubokrystaliczne ska y magmowe i metamorficzne, a tak e porfiry, zawieraj ce minera y o ró nej twardo ci, wietrzej w niejednorodnym tempie, co skutkuje tym, i w trakcie eolizacji powierzchnie ich cian oraz granie pozostaj nierówne. Tymczasem, na graniakach zbudowanych ze ska bardziej jednolitych mineralogicznie (na przyk ad piaskowców, kwarcytów) wykszta ci y si g adkie ciany i ostre granie. Poszarpane, w aden sposób nie wyg adzone ciany przy graniach s rzadkie. Obecno elementów mikrorze by uzale niona jest od wcze niejszego wyst powania zag bie w skale. Pierwotnie wyst puj ce dziurki w piaskowcach, czy ubytki po atwiej wietrzej cych minera ach w porfirach na mniej zeolizowanych powierzchniach maj najcz ciej kszta t okr g y lub owalny, a na bardziej zeolizowanych powierzchniach s wyd u one i maj posta obków lub czó enek cz sto prostopad ych do grani. Pomimo prawdopodobnie krótkiego czasu eolizacji i znacznej twardo ci ska, cz ci populacji uda o si osi gn dojrza y, wyd u ony lub sp aszczony kszta t. Widoczne s równie sp aszczone lica, wyg adzone przez wiatr na tyle, na ile pozwala a jednorodno ska y. Wyg adzenie grani i cian, mimo i w przypadku ska niejednorodnych nie osi gn o znacznego stopnia, to w przypadku okazów zbudowanych ze ska jednorodnych mo na ju uzna za znaczne. Obecno mikrorze by na badanych okazach równie uzale niona jest od petrografii. Podsumowuj c, badane graniaki pochodz ce z kopalnego bruku na stanowisku Popówka, pomimo relatywnie m odego wieku cz ciowo przejawiaj cechy dojrza ych graniaków. Cechy te jednak wytworzy y si one tylko tam, gdzie warunki do tego by y szczególnie sprzyjaj ce. Uogólniaj c, stopie wykszta cenia badanej populacji graniaków mo na wi c uzna za redni. Literatura ANTCZAK-GÓRKA B., G azy rze bione przez wiatr jako wska nik ró nowiekowych stref peryglacjalnych ostatniego zlodowacenia w Polsce Zachodniej. Wydawnictwo Naukowe UAM, Pozna.

144 142 Streszczenia komunikatów DEFORMACJE NEOGENU W REJONIE DOBRZYNIA NAD WIS A PROBLEM GLACITEKTONIKI KRAW DZIOWEJ W KOTLINIE P OCKIEJ NEOGENE DEFORMATIONS IN THE DOBRZYN REGION OVER THE VISTULA AND THE PROBLEM OF EDGE GLACITETONICS IN THE PLOCK BASIN Ma gorzata ROMAN 1, Rafa UK 2 1 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Instytut Nauk o Ziemi, Wydzia Nauk Geograficznych, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, mroman@geo.uni.lodz.pl 2 SANDR Firma Geologiczna Rafa uk, Warszawa, ul. Borowiecka 53c, zukrafal@gmail.com Uwag autorów zwróci y dotychczasowe trudno ci wyt umaczenia genezy rednio- i wielkoskalowych struktur deformacyjnych obejmuj cych osady neogenu ods aniaj ce si w wysokiej, prawej kraw dzi doliny Wis y mi dzy P ockiem a W oc awkiem. Najobszerniejszym studium dotycz cym deformacji neogenu rejonu Kotliny P ockiej jest praca Brykczy skiego (1982), który interpretuje te struktury jako przejaw tzw. glacitektoniki kraw dziowej (valley-side glaciotectonics), zwi zanej z wkraczaniem l dolodu (lobu lodowcowego) wzd u predysponowanego rze b obszaru dolinnego. Koncepcja Brykczy skiego podtrzymywana jest w wielu opracowaniach dotycz cych czwartorz du Polski (np. Ber, Krzyszkowski, 2004; Mojski, 2005), chocia termin ten (glacitektonika kraw dziowa) stosowany jest te w szerszym rozumieniu, dla okre lenia wszelkich wielkoskalowych struktur glacitektonicznych wyst puj cych w strefach kraw dzi dolin rzecznych (np. Bujakowski i in., 2014). Z koncepcj glacitektoniki kraw dziowej w rejonie Kotliny P ockiej niezgodne s spostrze enia badaczy tzw. lobu p ockiego (Skompski, 1969, 1995; Roman, 2010), zajmuj cych si glacitektonik (Ruszczy ska-szejnach, 1985; Jaroszewski, 1963, 1991), a w ostatnich latach równie autorów arkuszy Szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1: (Ró a ski, W odek, 2009; Roman, 2011; uk, 2013). W zwi zku z powy szym w 2015 roku podj to badania deformacji w skarpie Wis y mi dzy Dobrzyniem nad Wis a Kuzkami (11 stanowisk), a tak e poddano analizie dane z wierce i archiwalnych dokumentacji geofizycznych z obszarów przyleg ych. Uzyskane wyniki s wyra nie sprzeczne z koncepcj Brykczy skiego (1982). Wykazano, e powstanie rozleg ej strefy struktur kontrakcyjnych o znacznej amplitudzie (do 100 m) nie by o warunkowane istnieniem paleodoliny, za g ównym mechanizmem powstania deformacji by y ci cia cylindryczne. Wst pnie, problem zaburze neogenu w rejonie Kotliny P ockiej prz d o- ony zosta przez autorów do dyskusji w ramach sesji terenowej XXII Konferencji Stratygrafia plejstocenu Polski (Roman, uk, 2015). Literatura BER A., KRZYSZKOWSKI D., Glacitektonika wybranych obszarów Polski. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 408: BRYKCZY SKI M., Glacitektonika kraw dziowa w Kotlinie Warszawskiej i Kotlinie P ockiej. Prace Muzeum Ziemi 35: BUJAKOWSKI F., OSTROWSKI P., SOPEL., Z OTOSZEWSKA-NIEDZIA EK H., Glacitektonika kraw dziowa w dolinie Wis y a dynamika wód podziemnych. Landform Analysis 26: JAROSZEWSKI W., M ode zaburzenia tektoniczne w Dobrzyniu nad Wis. Biuletyn Geologiczny Wydz. Geol. UW 3: JAROSZEWSKI W., Rozwazania geologiczno-strukturalne nad geneza deformacji glacitektonicznych. Annales Societatis Geologorum Poloniae 61:

145 Streszczenia komunikatów 143 MOJSKI J.E., Ziemie polskie w czwartorz dzie. Zarys morfogenezy. Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. ROMAN M., Rekonstrukcja lobu p ockiego w czasie ostatniego zlodowacenia. Acta Geographica Lodziensia 96: ROMAN M., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1: ark. Gostynin. Pa stw. Inst. Geol. Pa stw. Inst. Badawczy. Warszawa. ROMAN M., UK R., Problem glacitektoniki kraw dziowej w Kotlinie P ockiej. W: KORDOWSKI J., LAMPARSKI P., LISICKI S., ROMAN M. (red.), Plejstocen Kotliny P ockiej oraz postglacjalna transformacja jej rze by. XXII Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski, Go aszewo. Wydawnictwo PIG, Warszawa: RÓ A SKI P., W ODEK M., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1: ark. Staro reby (445). Narodowe Archiwum Geologiczne Pa stw. Inst. Geol. Pa stw. Inst. Badawczy. Warszawa. RUSZCZY SKA-SZENAJCH H., Origin and age of the large-scale glaciotectonic structures in central and eastern Poland. Annales Societatis Geologorum Poloniae 55: SKOMPSKI S., Stratygrafia osadów czwartorz dowych wschodniej cz ci Kotliny P ockiej. Biuletyn Instytutu Geologicznego 220: SKOMPSKI S., The Vistula River bank in Dobrzy glaciotectonic disturbances. W: W. Schirmer (red.), Quaternary field trips in Central Europe, vol. 1, INQUA XIV International Congress, 3-10 Aug. 1995, Berlin: UK R., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1: ark. T uchowo (404) wraz z obja nieniami. Narodowe Archiwum Geologiczne, Pa stw. Inst. Geol. Pa stw. Inst. Badawczy. Warszawa.

146 144 Streszczenia komunikatów RAZ JESZCZE O STANOWISKU BUKOWINA INTERGLACJA FERDYNANDOWSKI, NOWE SPOJRZENIE BUKOWINA SITE ONCE AGAIN A NEW LOOK ON THE FERDYNANDOVIAN INTERGLACIAL Dariusz WIECZOREK 1, Wojciech GRANOSZEWSKI 2 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia wi tokrzyski, Kielce, ul. Zgoda 21, dariusz.wieczorek@pgi.gov.pl 2 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia Karpacki, Kraków, ul. Skrzatów 1, wojciech.granoszewszki@pgi.gov.pl W otworze kartograficznym wykonanym w rejonie przysió ka Bukowina we wschodniej cz ci Kotliny Sandomierskiej nawiercono osady organogeniczne (Wieczorek, 1999, 2005). Profil wiercenia przedstawia si nast puj co (tab. 1). Tab. 1. Utwory geologiczne w profilu Bukowina Osady organogeniczne oraz towarzysz ce im osady mineralne poddano badaniom palinologicznym (Granoszewski, 1999a, b) i odniesiono do interglacja u ferdynandowskiego, drugiego (górnego) optimum (tab. 2). Utwory z g boko ci 5,0-12,2 m okre lano jako powsta e w rodowisku wodnym, rzecznym, jeziornym, np. w starorzeczu. Obecnie nale y na to zagadnienie spojrze nieco szerzej. By mo e w rejonie tym, po zlodowaceniu San 1 poprzedzaj cym pi tro interglacjalne, pozosta a rynna subglacjalna, która sukcesywnie by a wype niana osadami rzecznymi, jeziornymi i l dowymi. Lindner i Marks (2013) oraz Lindner i in. (2013) interglacja ferdynandowski cz z MIS , co po rednio wynika z interpretacji palinologicznych (por. Mamakowa, 2003).

147 Streszczenia komunikatów 145 Przyjrzyjmy si jednak danym z krzywej izotopowej tlenu LR04 (Lisiecki i Raymo, 2005), otó pi tra te zawieraj si w przedziale od 621 do 478 ka BP (fig. 1). Jest to bardzo d ugi odcinek czasu, wynosz cy 143 ka. By mo e zagadnienie trwania interglacja u ferdynandowskiego, nale y podda weryfikacji. Czas trwania holocenu to ~11,7 ka, interglacja u eemskiego ~15 ka, a mazowieckiego ~18,3 ka, wed ug zmian szaty ro linnej, czyli definiowanych biostratygraficznie (por. Mojski, 2005). Wed ug innych danych (Tzedakis i in., 2012), d ugo trwania interglacja ów sensu stricto (MIS5e; MIS7e; MIS9e; MIS11c; MIS13a; MIS15a; MIS15c; MIS17; MIS19c) w ostatnich lat, wynosi od 9 do 31 ka. Warto te zwróci uwag, e w MIS15 wyró niono dwa przedzia y wype niaj ce definicj interglacja u, a w MIS13 jeden (fig. 1). Tab. 2. Profil palinologiczny stanowiska Bukowina (Granoszewski, 1999a) Fig. 1. Krzywa izotopowa tlenu LR04 od 400 do 700 ka BP, okresy interglacjalne i glacjalne Analiza zmian przebiegu krzywej izotopowej tlenu LR04 pokazuje, i w MIS15, 14 i 13, mamy co wi cej ni proste nast pstwo: pi tro ciep e pi tro zimne pi tro ciep e. Gdy przeanalizowa to dog bniej to w samym MIS15 mamy zmiany typu ciep o-zimno-ciep o, podobnie jak i w MIS13. Oczywi cie wielko tych zmian w samych pi trach jest mniejsza ni

148 146 Streszczenia komunikatów pomi dzy pi trami. W pi trze 15, podpi tro 15c podobne jest do podpi tra 15a. W pi trze 13, jest nieco inaczej, podpi tro 13c jest s abiej wyra one ni podpi tro 13a (fig. 1). W sukcesji ferdynandowskiej dolne i górne optimum jest na tyle ciep e, i dosz o do rozwoju lasów li ciastych (Mamakowa, 2003). By mo e wi c pi tro interglacja u ferdynandowskiego nale y czy tylko z MIS15 (?), który trwa 58 ka (Lisiecki i Raymo, 2005), a podpi tra MIS15c i 15a odpowiednio 20 i 17 ka (Tzedakis i in., 2012). Gdyby analizowa osady organogeniczne jako powsta e w zbiorniku jeziornym, powsta ym w rynnie, to korzystniej wypada tu MIS15. Pi tro 13 (a w a ciwie chyba tylko podpi tro 13a) by oby chyba zbyt odleg e w czasie od zaniku l dolodu San 1 (MIS16). Zbiornik taki dosy atwo móg ulec zasypaniu przez osady terygeniczne. Literatura GRANOSZEWSKI W., 1999a. Analiza palinologiczna 31 prób z otworu Bukowina 4, arkusz Laszki (985) SMGP 1: Maszynopis. GRANOSZEWSKI W., 1999b. Analiza py kowa osadów interglacjalnych z Bukowiny (arkusz Laszki). W: Czwartorz d wschodniej cz ci Kotliny Sandomierskiej. VI Konf. Stratygr. plejstocenu Polski. Czudec-Kraków: MAMAKOWA K., Plejstocen. W: Palinologia. Wyd. Instytut Botaniki PAN, Kraków. MOJSKI J.E., Ziemie polskie w czwartorz dzie. Zarys morfogenezy. Pa stwowy Instytut Geologiczny & Ministerstwo rodowiska, Warszawa. LINDNER L., MARKS L., Origin and age of Pleistocene mixed gravels in the northern foreland of the Carpathians. Annales Societatis Geologorum Poloniae 83: LINDNER L., MARKS L., NITA M., Climatostratigraphy of interglacials in Poland: Middle and Upper Pleistocene lower boundaries from a Polish perspective. Quaternary International 292: LISIECKI L.E., RAYMO M.E., A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic 18 O records. Paleoceanography 20, PA1003. Doi: /2004PA TZEDAKIS P.C., WOLFF E.W., SKINNER L.C., BROVKI, V., HODELL D.A., McMANUS J.F., RAYNAUD D., Can we predict the duration of an interglacial? Climate of the Past 8: Doi: /cp WIECZOREK D., Sytuacja geologiczna osadów organicznych w profilu Bukowina (otw. Bukowina 4) na arkuszu Laszki (985) SMGP 1: (wschodnia cz Kotliny Sandomierskiej). W: Czwartorz d wschodniej cz ci Kotliny Sandomierskiej. VI Konf. Stratygrafia plejstocenu Polski. Czudec-Kraków: WIECZOREK D., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, arkusz Laszki (985) wraz z obja nieniami. Ministerstwo rodowiska & Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

149 Streszczenia komunikatów 147 STANOWISKA OSADÓW INTERGLACJALNYCH WE WSCHODNIEJ CZ CI KOTLINY SANDOMIERSKIEJ SITES OF INTERGLACIAL SEDIMENTS IN THE EASTERN PART OF THE SANDOMIERZ BASIN Dariusz WIECZOREK 1, Ziemowit ZIMNAL 2, Wojciech GRANOSZEWSKI 2 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia wi tokrzyski, Kielce, ul. Zgoda 21, dariusz.wieczorek@pgi.gov.pl 2 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia Karpacki, Kraków, ul. Skrzatów 1, ziemowit.zimnal@pgi.gov.pl, wojciech.granoszewski@pgi.gov.pl Badania geologiczne i paleobotaniczne we wschodniej cz ci Kotliny Sandomierskiej dostarczy y danych o wyst powaniu utworów organicznych powsta ych w ciep ych okresach plejstocenu. Kilka stanowisk jest dobrze rozpoznanych. OWISKO. Stanowisko interglacja u ma opolskiego, osady wype niaj kopalne starorzecze (Stuchlik, Wójcik, 2001). Sukcesja palinologiczna: Alnus-Quercus-Tilia-Polypodiaceae (ciep o, wilgotno; lasy mieszane) Alnus-Pediastrum (ciep o, wilgotno; lasy olszowe) brak py ku Pinus-Cyperaceae (pogorszenie warunków termicznych i wilgotno ciowych; lasy borealne) Betula-Poaceae (narastanie ch odu; otwarte lasy borealne, lasotundra) NAP- Pediastrum (dalsze narastanie ch odu; tundra krzewinkowa, tundra). Dolna cz profilu badanego palinologicznego obejmuje okres interglacjalny, a górna, powy ej odcinka bezpy kowego, wst puj cy glacja (Stuchlik, Wójcik, 2001). Stanowisko czone z: int. ma opolskim = int. Koziego Grzbietu (Lindner, Marciniak, 2008); int. ma opolskim, MIS/OIS (Lindner, 2001; Lindner i in., 2006); int. ma opolskim (Bogucki i in., 2000a; Ber, 2005); górn cz ci int. podlaskiego, MIS (Lindner, Marks, 2013). Nie ma ono charakterystycznej sukcesji py kowej, w a ciwej dla swojej pozycji stratygraficznej (Mamakowa, 2003). JASIONKA. Stanowisko z interglacystadia u zlodowacenia krakowskiego (Laskowska- Wysocza ska, 1967); interstadia zlod. krakowskiego (D browski, 1967). Osady wype niaj kopalne starorzecze (Laskowska-Wysocza ska, 1992) lub rynn subglacjaln (Laskowska- Wysocza ska, 1995). Profil palinologiczny: poz. A (ch odno; bór sosnowy) B (poprawa warunków; bory mieszane sosnowo-d bowe, cz ciowo lasy li ciaste d bowo-wi zowe) C1 (narastanie kontynentalizmu, ch odno; dominuj bory mieszane i sosnowe, wyst puj lasy olszowe) C2 (narastanie kontynentalizmu, zmiany wilgotno ciowe; bory, lasy olszowe) C3 (och odzenie, obni enie poziomu wód gruntowych; lasy brzozowo- sosnowe, redukcja lasów olszowych) D (dalsze och odzenia; otwarte bory sosnowe, wzrost wyst powania turzyc) E (dalsze och odzenie; przewaga zbiorowisk otwartych, zaro li, nad le nymi, borami sosnowymi) F (poprawa warunków termicznych; bory sosnowe). Profil zaliczany do: int. ferdynandowskiego MIS (Lindner, 1992a; Lindner, 2001); int. ferdynandowskiego (Bogucki i in., 2000a); int. Koziego Grzbietu = int. ma opolskiego MIS 19 (Lindner, 1992b); int. ma opolskiego = int. Koziego Grzbietu (Lindner, Marciniak, 2008); int. ma opolskiego (Ber, 2005); górnej cz ci interglacja u podlaskiego MIS (Lindner, Marks, 2013). Stanowiska tego nie ma w zestawieniu Mamakowej (2003). BUKOWINA. Stanowisko interglacja u ferdynandowskiego (Granoszewski, 1999). Osady organiczne i towarzysz ce im mineralne wype niaj kopalne starorzecze (Wieczorek, 1999). Profil palinologiczny: B1 Pinus-Larix-Populus (P. cembra t.) i B2 NAP-Pinus-Juniperus (schy ek okresu zimnego; zbiorowiska stepowo-tundrowe, rozproszone niewielkie skupienia ja owca,

150 148 Streszczenia komunikatów sosny, modrzewia) B3 Betula-Pinus (poprawa warunków; lasy sosnowo-brzozowe i brzozowososnowe) B4 Ulmus-Quercus (ciep o; lasy wi zowo-d bowe) B5 Quercus-Fraxinus-Ulmus (Tilia) i B6 Fraxinus-Alnus-Quercus (Picea) (ciep o; lasy d bowo-wi zowe z jesionem i olsz ) B7 Carpinus-Corylus (ciep o; lasy grabowe z leszczyn ) B8 Picea-Pinus (pogorszenie warunków; borealne lasy sosnowo- wierkowe) B9 Pinus (narastanie ch odu; borealne lasy sosnowe) B10 Poaceae-Betula (okres zimny; zbiorowiska otwarte, step, lasostep) B11 Cyperaceae-Betula nana-salix (okres zimny; zbiorowiska stepowe i tundrowe). Lindner (2001) oraz Lindner i Marks (2013) stanowisko to cz z int. ferdynandowskim, MIS HAMERNIA. Stanowisko interglacja u mazowieckiego ( rodo 1984; Butrym i in., 1987). Osady wype niaj kopalne starorzecze (Butrym i in., 1987; Laskowska-Wysocza ska, 1992). Profil palinologiczny: (okres pó noglacjalny; tundra bezle na z krzewami wierzby i brzozy kar owatej) (poprawa warunków; tundra parkowa z p atami lasu sosnowo-brzozowego z modrzewiem, wierkiem) (klimat umiarkowany, ch odno, wilgotno; las sosnowomodrzewiowy, wietlisty, paprocie, ze wierkiem, brzoz, olsz ) (klimat umiarkowany, ciep o; las mieszany, d bowy ze wierkiem, sosn, bukiem) (klimat umiarkowany, ciep o; las mieszany z udzia em wierku, sosny, grabu i d bu). Lindner (1992a) oraz Bogucki i in. (2000a) uwa aj je za Holstein s.s. i cz z MIS 11. Wed ug Krupi skiego (2000) brak jest pe nej jasno ci co do wieku tego stanowiska. Mamakowa (2003) nie uj a go w swoim zestawieniu. Stanowisko to mo e reprezentowa int. ferdynandowski (inf. ustna prof. K. Mamakowej z 1999 r.). KRUKIENICE. Stanowisko int. mazowieckiego (Bogucki i in., 2000a; Krupi ski, 2000), int. lichwi skiego (Bogucki i in., 2000b), int. lichwi skiego, Likhvin = Holstein s.s., MIS 11 (Lindner, 1992a), int. mazowieckiego, MIS/OIS 11 (Lindner i in., 2006; Lindner, Marks, 2013). Osady s pozosta o ci po jeziorach powsta ych w kotlinkach powytopiskowych (Bogucki i in., 2000b) lub wytopiskach po martwym lodzie (Lindner i in., 2006). Profil palinologiczny (wg Krupi skiego): Betula-NAP (klimat jak w strefie subpolarnej, pó niej umiarkowany ch odny) Betula-Pinus-[Picea-Alnus] (klimat umiarkowany ch odny, wilgotno) Picea-Alnus-[Pinus] (klimat umiarkowany ch odny, wilgotno) Pinus-Picea-Alnus (klimat umiarkowany ch odny, wilgotno) Abies-Carpinus-Quercus-[Corylus] (klimat umiarkowany ciep y) Carpinus- Quercus-Abies (pocz tkowo klimat umiarkowany ciep y, pó niej powoli narastaj ce och odzenie) Pinus (klimat umiarkowany ch odny). ADAMÓWKA. Stanowisko int. mazowieckiego (Bi ka i in., 1987; Laskowska- Wysocza ska, 1987; Bogucki i in., 2000a; Krupi ski, 2000; Mamakowa, 2003); Holstein s.s. MIS 11 (Lindner, 1992a; Mojski, 2005; Lindner, Marks, 2013). Osady interglacjalne wype niaj mis jeziorn (Laskowska-Wysocza ska, 1987) lub mis poglacjaln (Laskowska-Wysocza ska, 1992). Profil palinologiczny (za: Bi ka i in., 1987; L PAZ za: Krupi ski, 2000): I Betula-Pinus [Picea-Alnus] (pocz tkowo tundra i rzadkie lasy sosnowo-brzozowe; pó niej rzadki las sosnowobrzozowy ze wierkiem klimat umiarkowany, ch odno i wilgotno) II Picea-Alnus-[Pinus] (mieszane lasy wierkowe z olch ; klimat umiarkowany, ch odno i wilgotno) IIIa (lasy mieszane grab, leszczyna z jod ; klimat umiarkowany, ciep o i wilgotno) IIIb (lasy mieszane grab, leszczyna z jod ; pod koniec tej fazy wzrasta ilo wierku, brzozy i sosny oraz ro lin zielnych; klimat umiarkowany, ciep o i wilgotno, pó niej ch odniej) IVa Pinus- [Picea] (mieszane lasy iglaste: sosna, wierk, jod a, olsza, leszczyna, grab; miejscami rzadkie z NAP; klimat umiarkowany, ch odno z ma ilo ci opadów). NOWE SIO O. Stanowisko interglacja u mazowieckiego (Oszast, 1983 vide Krupi ski, 2000; Krupi ski, 2000; Mamakowa, 2003). Laskowska-Wysocza ska widzia a je jako stanowisko interglacja u lubelskiego (Laskowska-Wysocza ska, Oszast, 1990). Osady wype niaj polodowcowe zag bienie (Laskowska-Wysocza ska, Oszast, 1990) lub jezioro poglacjalne (Laskowska-Wysocza ska, 1992). Profil palinologiczny (za: Oszast; L PAZ za: Krupi ski, 2000): I Betula-Pinus [Picea-Alnus] (lasy brzozowo-sosnowe i sosnowo-brzozowe z domieszk olchy;

151 Streszczenia komunikatów 149 klimat umiarkowany, ch odno i wilgotno) II Picea-Alnus-[Pinus] (lasy mieszane, wierkowoolchowe z sosn,; klimat umiarkowany, ch odno i wilgotno) III (lasy mieszane, jod owograbowe z sosn ; klimat umiarkowany, ciep o i wilgotno) IV Pinus-[Betula] (las sosnowobrzozowy, z domieszk wierka, jod y; klimat umiarkowany, ch odno). Interesuj cym jest zestawienie stratygraficzne tych stanowisk w relacji do stratygrafii glin zwa owych i typem zbiornika (tab. 1). W przypadku Jasionki gdyby przyj, e zbiornik powsta w rynnie subglacjalnej, wtedy powinna by jeszcze jedna glina, ze zlod. Nidy. W przypadku Bukowiny przyj to, e utwory organiczne powsta y w starorzeczu, jednak nie mo na wykluczy, e starorzecze to po o one by o w przekszta conej rynnie subglacjalnej. W przypadku Krukienic, Adamówki i Nowego Sio a, typ zbiornika i stratygrafia osadów organicznych wskazuj na stratygrafi glin zwa owych powinna by ze zlod. San 2. Nasuwa si wi c przypuszczenie, e w t cz Kotliny 3-krotnie mog y nasun si l dolody skandynawskie w pi trach zlod. Nidy, San 1 i San 2 (por. Zimnal, 2013). Tab. 1. Stanowiska interglacjalne i ich relacja do poziomów glin lodowcowych Stanowisko Krukienice na podstawie Bogucki i in. (2000b); stanowisko Adamówka, P zlodowacenie po udniowopolskie (Popielski, 2001); stanowisko Jasionka glina San 1 (Zimnal, 2013). Literatura BER A., Polish Pleistocene stratigraphy A review of interglacial stratotypes. Netherlands Journal of Geosciences Geologie en Mijnbouw, 84-2: BI KA K., MARCINIAK B., ZIEMBI SKA-TWORZYD O M., Analiza palinologiczna I diatomologiczna osadów interglacja u mazowieckiego w Adamówce (Kotlina Sandomierska). Kwartalnik Geologiczny, 31, 2/3: BOGUCKI A., LINDNER L., ANCZONT M., WOJTANOWICZ J., 2000a. Schemat stratygraficzny czwartorz du Polski SE i Ukrainy NW. W: Glacja i peryglacja na mi dzyrzeczu Sanu i Dniestru. Semin. teren. II. Lublin: BOGUCKI A., ANCZONT M., WOJTANOWICZ J., 2000b. Nowe dane o starym profilu mezoplejstocenu w Krukienicach. W: Glacja i peryglacja na mi dzyrzeczu Sanu i Dniestru. Semin. teren. II. Lublin: BUTRYM J., MARUSZCZAK H., WOJTANOWICZ J., Chronostratigraphy of Pleistocene deposits bearing an interglacjal flora at Hamernia (Carpathian Foredeep). Studia Geomorphologica Carpatho- Balcanica, 21: D BROWSKI M.J., Analiza py kowa interstadia u z Jasionki ko o Rzeszowa. Acta Geologica Polonica, 17, 3: GRANOSZEWSKI W., Analiza py kowa osadów interglacjalnych z Bukowiny (arkusz Laszki). W: Czwartorz d wschodniej cz ci Kotliny Sandomierskiej. VI Konf. Stratygrafia plejstocenu Polski. Czudec Kraków: KRUPI SKI K.M., Korelacja palinostratygraficzna osadów interglacja u mazowieckiego z obszaru Polski. Prace PIG, 169.

152 150 Streszczenia komunikatów LASKOWSKA-WYSOCZA SKA W., Interglacystadia zlodowacenia krakowskiego z Jasionki ko o Rzeszowa. Acta Geologica Polonica, 17, 3: LASKOWSKA-WYSOCZA SKA W., Pozycja stratygraficzna osadów intergla-cjalnych w Adamówce ko o Tarnogrodu (Kotl. Sand.). Kwartalnik Geologiczny, 31, 2/3: LASKOWSKA-WYSOCZA SKA W., Typy i wiek kopalnych zbiorników wodnych wschodniej cz ci Kotliny Sandomierskiej. Studia Geologica Polonica, 99: LASKOWSKA-WYSOCZA SKA W., Neotectonic and glacial control on geomorphic development of middle and eastern parts of the Sandomierz Basin and the Carpathian margin. Folia Quaternaria, 66: LASKOWSKA-WYSOCZA SKA W., OSZAST J., Pozycja stratygraficzna plejstoce skich osadów organogenicznych z Nowego Sio a (P askowy Tarnogrodzki, Kotlina Sandomierska). Annales Societatis Geologorum Poloniae, 60, 1-4: LINDNER L., 1992a. Stratygrafia (klimatostratygrafia) czwartorz du. W: Czwartorz d: osady, metody bada, stratygrafia. Wyd. PAE, Warszawa: LINDNER L., 1992b. G ówne jednostki podzia u czwartorz du Polski oraz ich korelacja na obszarze rodkowej i zachodniej Europy. Biuletyn Geologiczny, 32: LINDNER L., Problem wieku i zasi gu l dolodów skandynawskich u brzegu polskich Karpat. Przegl d Geologiczny, 9: LINDNER L., BOGUTSKY A., GOZHIK P., MARKS L., ANCZONT M., WOJTANOWICZ J., Correlation of Pleistocene deposits in the area between the Baltic and Black Sea, Central Europe. Geological Quarterly, 50 (1): LINDNER L., MARCINIAK B., Propozycja interglacjalnych stanowisk stratotypowych dla rodkowego plejstocenu Polski. Biuletyn PIG, 428: LINDNER L., MARKS L., Origin and age of Pleistocene mixed gravels in the northern foreland of the Carpathians. Annales Societatis Geolog. Poloniae, 83: MAMAKOWA K., Plejstocen. W: Palinologia. Wyd. IB PAN, Kraków. OSZAST J., Wyniki bada paleobotanicznych osadów organogenicznych z Nowego Sio a ko o Cieszanowa. Kom. Bad. Czw. PAN. Spraw. z Bad. Nauk., 5: POPIELSKI W., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Sieniawa (957). M & PIG, Warszawa. STUCHLIK L., WÓJCIK A., Pollen analysis of Malopolanian Interglacial deposits at owisko (Kolbuszowa Upland, southern Poland). Acta Palaeobotanica, 41(1): RODO A., Uwagi o florze interglacjalnej z Hamerni nad Lubaczówk. Acta Paleobotanica, 24: WIECZOREK D., Sytuacja geologiczna osadów organicznych w profilu Bukowina (otw. Bukowina 4) na arkuszu Laszki (985) SMGP 1: (wschodnia cz Kotliny Sandomierskiej). W: Czwartorz d wschodniej cz ci Kotliny Sandomierskiej. VI Konf. Stratygrafia plejstocenu Polski. Czudec Kraków: ZIMNAL Z., Plejstocen Rynny Podkarpackiej. Praca doktorska. Maszynopis. PIG-PIB O/Karpacki.

153 STRESZCZENIA POSTERÓW LATE PLEISTOCENE VEGETATIONAL AND CLIMATE CHANGES RECORDED IN THE CLASTIC DEPOSITS OF THE TOVTRY CAVE (WESTERN UKRAINE) Yulia AVDEYENKO 1 1 Taras Shevchenko National University of Kyiv 64/13, Volodymyrska Street, Kyiv, Ukraine, 01601, korsunj@gmail.com The Tovtry Cave (Chernivtsi region) is located in the cliff of the tributary of the Dniester River valley (220 m a. s. l). The cave is a vertical well worked out in the Neogene gypsum strata (Ridush, 2013). Pollen analysis of the clastic cave deposits (the depths m) enables to preliminary relate them to the Last Interglacial, the Early Glacial stadials and interstadials. The type locality of the Last Interglacial in the foreland of the Eastern Carpathians is the Kholodiiv peatbog (Gurtovaya, 1983; Bezusko i in., 2011). The pollen study of the Last Interglacial paleosols and he Early Glacial deposits in the Middle Dniester Basin has been intensely carried out (Bolikhovskaya, 1995; Bolikhovskaya, Pashkevich, 1982; Komar, 2012; Gerasimenko i in., 2014). The reliability of palaeovegetational reconstructions from the pollen of cave deposits was confirmed by the close similarity of surface pollen samples from the deposits near the Tovtry Cave entrance and from the soils near the cave. The grain-size analysis of the studied cave deposits has been also fulfilled (Avdeyenko, 2015). Pollen zones (PZ) obtained from the deposits of the Tovtry Cave enable their correlation with the next phases of vegetational and climate changes in this area. PZ 1 indicates that the cave was surrounded by pine forest (the correlative of E1 phase of the Last Interglacial in Central Europe). The absence of broad-leaved trees reflects a boreal climate. The low content of clay fraction indicates the weak chemical weathering in the soils around the cave. Small pollen percentages of broad-leaved species first appeared in PZ 2. PZ 3 demonstrates the spread of mixed forests with a significant role of broad-leaved trees (Ulmus sp., Quercus robur). It corresponds to the phase E2. The special feature of PZ 3 is the appearance of a few pollen grains of Juglans sp. The pollen occurrence of this warm-loving tree in the deposits of the Last Interglacial in the canyon-like valleys of the Dniester and the Bug River tributaries has been mentioned earlier (Bolikhovskaya, 1982, 1995; Turlo, Matviishina, 1992). The increase in the clay fraction in the corresponding deposits indicates the better conditions of chemical weathering in the soils, surrounding the cave, and, thus, a warmer climate. PZ 4 is correlated to the phase E3 (the spread of Quercus robur and Corylus avallana). It corresponds to the temperate climate of the early optimum of the Last Interglacial. The increase in areas, occupied by hygrophytic vegetation (Alnus glutinosa, yperaceae), shows a high moisture. The very sharp increase in the content of clay particles occurs in the corresponding layer.

154 152 Streszczenia posterów PZ 5 indicates a reduction in forest (the landscapes became similar to a forest-steppe), as well as in broad-leaved trees (Pinus sylvestris and Picea prevailed in the forest). It reflects a cooling and an increase in aridity. The latter is also reflected in a sharp increase in the content of coarse silt. The cool and dry phase between the two optima of the Last Interglacial (the pollen zone B) was previously described in the Middle Dniester Basin (Bolikhovskaya, 1995). PZ 6 reflects the spread of forest-meadow landscapes. Broad-leaved forest included a prominent proportion of Carpinus betulus that enables the correlation of the corresponding phase with the mesocratic late optimum of the Last Interglacial (phase E5). The deposits with PZ 6 are characterized by the highest content of clay fraction. PZ 7 indicates a spread of mixed forest with the increase in conifers and small-leaved trees and the reduction of broad-leaved trees (phase E6). It reflects a transition to a cooler climate than during the previous phase. Pollen of Abies appeared which is typical for the end of the late optimum of the Last Interglacial in Central Europe. The next phase (PZ 8) represents forest-meadow vegetation dominated by Pinus sylvestris and arboreal forms of Betula. It corresponds to the end of the Last Interglacial (phase E7). The spread of pine forest is confirmed by the extensive growth of Lycopodium annotinum. The climate became much cooler and more continental than during the previous phase, but it was not dry. PZ 9 reflects the appearance of arcto-alpine elements of vegetation and complete disappearance of broad-leaved trees. It shows the transition to the first stadial of the Early Glacial. A boreal forest became a zonal type of vegetation. It was dominated by Pinus sylvestris and P. cembra, Betula pendula, Betula pubescens, and Alnus glutinosa. The increase in continentality of the climate is confirmed by a considerable increase in the content of coarse silt. PZ 10 is characterized by some increase in pollen of diverse broad-leaved trees (Carpinus betulus, Ulmus sp., Tilia cordata, Tilia plat ph llos, Quercus robur) in the forest. It enables to correlate the corresponding phase to the first interstadial of the Early Glacial with warm and wet climate. The prominent increase in the clay content is observed in the grain-size of the corresponding bed. PZ 11 indicates a decrease in the pollen percentages and variety of broad-leaved trees, whereas the proportion of Pinus sylvestris increases. The climate became cooler and drier. The content of clay particles decreases sharply at this level. This phase might correspond to the second stadial of the Early Glacial with rather continental climate. PZ 12 reflects the replacement of pine stands by mixed forests (with Ulmus sp., Carpinus betulus, and Fagus sylvatica). The climate became warmer and wetter than during the previous phase. This is also confirmed by an increase in clay and small silt fractions. The corresponding phase might reflect the second interstadial of the Early Glacial. The pattern of vegetational changes during the Last Interglacial, which is reflected in the clastic deposits of the Tovtry Cave, corresponds well to the previously established environmental changes in the Dniester river valley (Bolikhovskaya, 1995; Bolikhovskaya, Pashkevich, 1982; Komar, 2012; Gerasimenko i in., 2014). Nevertheless, the Bukovyna regional differences can be reconstructed. The close distance to the Carpathian Mountains is reflected in almost permanent presence of Picea and Ericaceae pollen. In the Bukovyna karstic area, the spread of the Carpinus forest during the late optimum of the Last Interglacial was limited by the existence of gypsum and limestone substrata. On the contrary, the role of both meadow and xeric herbs became noticeable. During the final stage of the Last Interglacial, steppe vegetation spread on the Dniester terraces, whereas forest-steppe (light pine forests and meadow-steppe) occupied the northern and western slopes of the valleys in the Bukovyna area.

155 Streszczenia posterów 153 Literatura AVDEYENKO Yu., Roslynnyst ta climat ostannyogo mishzledeninnya y karstovykh rayonah Krymu ta Serednyogo Prydnistrovya (The Last Interglacial vegetation and climate in the karstic areas of the Crimea and the Middle Dniester Basin). Fizychna geografia ta geomorfologia 4 (80): (In Ukrainian). BEZUSKO L., MOSYAKIN L., BEZUSKO A., Zakonomirnosti ta tendenzii rozvytku roslynnogo pokryvu Ukrainy u piznyomu pleystotseni ta golotseni (Patterns and trends of development of the plant cover of Ukraine in the Late Pleistocene and Holocene). Kyiv Alterpress: 450 (In Ukrainian). BOLIKHOVSKAYA N., Evolutsia lessovo-pochvennoy formatsii Severnoy Evrazii (Evolution of loess-soil formation of Northern Eurasia). Moscow University Press, Moscow: (In Russian). BOLIKHOVSKAYA N., PASHKEVYCH G., Dinamika rastitel nosti v okrestnostyakh stoyanki Molodovo I v pozdnem pleistocene (Dynamic of vegetation in the environments of the site Molodovo I in the Late Pleistocene) / Molodova I. Unikalnoe mustyerskoe poselenie na Srednem Dn estre. Mos ow: (In Russian). GERASIMENKO N., LYASHIK T., HAESAERTS P., KULAKOVSKAYA L., USIK V., NICHT F., Do istoriyi rozvytku roslynnosti ta zmin klimatu Serednyogo Prydnisterya u piznyomu pleystotseni (palinologichni dani iz rozrizu paleolitychnoi stoyanky Neporotove 7 (On the history of vegetational development and climate change in the Middle Dniester Basin during the Late Pleistocene (palynological data from the Paleolithic site Neoporotove 7) / Relyef i klimat: Materialy Mizhnarodnogo naukovogo sympoziumu, Chernivtsi: Tekhnodruk: (In Ukrainian). GURTOVAYA E Flora i rastitel nost na vostoke Sredney Evropy v mikulinskoye mezhlednikove (Flora and vegetation of the east of Central Europe during the Mikulino interglacial), Izv. Academy of Sciences of the USSR. Geographiya 4: (In Russian). KOMAR M., Pollen analysis of the Upper Pleistocene loesses and palaeosols in the Yezupil and Halyc sites // Loess i paleolit Nadniestrza Halyckiego (Ukraina), Studia Geologi a Polonica 119: TURLO S., MATVIISHINA Zh., Roslynnist i hrunty Seredn oho Pobuzhzhya v pleystotseni (The Pleistocene vegetation and soils of the Middle Pobuzhya) //Ukrainsky Botanichny Zhurnal 49(5): (In Ukrainian). RIDUSH B., Paleogeografichni rekonstrukchii pryrodnykh umov piznyogo kaynozoyu pivdnya Shidnoi Evropy za rezultatamy doslidzhen vidkladiv pecher (Paleogeographic reconstructions of the Late Cenozoic environments in the South of Eastern Europe based on the study of cave sediments). Autoreferat of the thesis for the degree of Doctor of Science in Geography, specialty Geomorphology and Paleogeography, Kyiv, p. 48 (In Ukrainian).

156 154 Streszczenia posterów THE RESOURCE POTENTIAL OF SUSTAINABLE REE EXTRACTION FROM OFFSHORE HEAVY MINERAL BEARING SANDS OF THE GERMAN BALTIC SEA FLOOR Andreas BÖRNER 1, Henrik ROTHER 2, Karsten SCHÜTZE 1 1 State Agency of Environment, Nature Conservation and Geology, State Geological Survey, Goldberger Str. 12, DE Güstrow, andreas.boerner@lung.mv-regierung.de, karsten.schuetze@lung.mv-regierung.de 2 State Agency of Geology and Mining Saxony-Anhalt, State Geological Survey, Köthener Str. 38, DE Halle (Saale) The SEEsand project comprises an interdisciplinary team from geological state agencies, industry, and academia. The project addresses Rare-Earth-Elements (REE) supply risks and environmental challenges associated with conventional REE mining by developing an alternative and sustainable REE source derived as a by-product from offshore aggregate mining. The most important primary minerals in which REE occur are found in alkaline magmatic and metamorphic complexes and carbonatite rocks e.g. in the Fennoscandian shield. Eroded rocks from Fennoscandia containing zircon minerals were transported by the advancing Scandinavian Ice Sheet during the Late Quaternary period and are associated with several glacial deposits. Project aims at assessing the technical feasibility and economic viability of the extraction of REE from zircon which in the future could be mined as a byproduct from off-shore marine sands. The project following earlier studies from the study region, which have demonstrated that zircon minerals from Baltic heavy mineral bearing marine sand contain approximately 0.7 % of extractable REE (Becker i in. 1986). These sands are currently mined for coastal protection and construction purposes and offer a steady resource stream of heavy mineral concentrate. A spatial examination of 21,251 heavy mineral measurements, obtained from 7,123 locations in the SW- Baltic Sea and 31,692 granulometric analyses show an aerially averaged (mineralogically undifferentiated) heavy mineral content (HMC) between and 1.0 % mass (derived from averaging the HMC from the <1.0 mm fraction of all available sediment cores). During the first phase of the SEEsand project the distribution and concentration of detrital heavy minerals in offshore areas of the southwestern Baltic Sea were determined using archival information from the exploration of near-surface clastic soft-sediments on the Baltic Sea shelf conducted from 1975 to 1989 by the Central Geological Institute of the GDR (Weinert & Stephan 1983, 1985). The prospective mining areas in southwestern Baltic Sea were calculated by Weinert & Stephan (1985) as follows: 1. Calculation of the mean HMC based on HM measurements from individual strata per site (mean HMC) 2. Assessment of the economic prospectivity based on the following classification: HMC < 0.6% = low prospectivity HMC % = medium prospectivity HMC > 0.75% = high prospectivity 3. Spatial analysis, classification and mapping of areas with similar HMC-potential (low, medium and high economic potential). Granulometric and mineralogical analyses of these sediments show that zircon minerals are enriched in the mm sand fraction. The zircon maximum in this fraction is likely to reflect the general small zircon crystal size within the Scandinavian source rocks, rather than being caused

157 Streszczenia posterów 155 by a transport related grain size reduction. Detailed mineralogical investigations in areas with elevated heavy mineral contents show a zircon concentration in the mm size fraction of up to 13.8 % mass (Weinert & Stephan 1983). The technical processing concept of the heavy mineral fraction in connection with the extraction of the aggregates aims at developing an integrated processing step on board. Further mineral processing on land will extract zircon and other heavy minerals from the pre-concentrate using a standard combination of magnetic, electrostatic and density separation methods (fig. 1). Fig. 1. SEEsand pilot scheme of heavy mineral separation and zircon extraction from Baltic Sea sand deposits The biggest challenge is to separate the REE bearing zircon-fraction and to extract REE by means of hydrochemical and biochemical leaching. The extraction of heavy-ree (HREE: Y, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Lu, Yb with focus on Yttrium, Dysprosium, Terbium, and Ytterbium) from zircon will use beyond conventional and mechano-chemical leaching methods an innovative approach of microbial leaching by acidophilic bacteria (Glombitza i in. 1988). The light-ree (LREE: Sc, La, Ce, Pr, Nd, Pm, Eu, Sm with focus on Neodymium, Praseodymium) which represent the majority of the SEEsand resource target, are regarded as key elements in the automotive, wind-energy, electronics, and metallurgy sectors. The SEEsand project is funded by the r4 Innovative Technologies for Resource Efficiency program of the German Federal Ministry of Education and Research (BMBF grant No. 033R163A). References BECKER S., BULLMANN M., DIETZE H.J., ISKE U., Massenspektrometrische Analyse ausgewählter chemischer Elemente bei der mikrobiellen von Zirkon. Fresenius Zeitschrift für analytische Chemie 324: [in German, English abstract] GLOMBITZA F., ISKE U., BULLMANN M., DIETRICH B., Bacterial leaching of zirkon minerals for obtaining trace and rare earth elements. In: Biohydrometallurgy, P.R. NORRIS, D.P. KELLY, (eds.), Science and Technology Letters Kew Surrey U.K., WEINERT G., STEPHAN W., Höffigkeitsabschätzung Kiesssande Ostseeschelf III. Teilbericht: Bewertung des Schwermineralpotentials im Ostteil des Festlandssockels der DDR, Zentrales Geologisches Institut der DDR, Berlin. 74 pp. [unpubl., in German] WEINERT G., STEPHAN W., Höffigkeitsabschätzung Kiesssande Ostseeschelf III. Teilbericht: Bewertung des Schwermineralpotentials im Zentral- und Westteil des DDR-Festlandssockels, Zentrales Geologisches Institut der DDR, Berlin. 106 pp. [unpubl., in German]

158 156 Streszczenia posterów GEOMORFOLOGICZNE UWARUNKOWANIA M ODSZODRYASOWEGO ZAPISU PALEOBOTANICZNEGO W REGIONIE ÓDZKIM GEOMORPHOLOGICAL DETERMINANTS OF THE YOUNGER DRYAS PALAEOBOTANIC RECORD IN THE ÓD REGION Danuta DZIEDUSZY SKA 1, Joanna PETERA-ZGANIACZ 1, Jacek FORYSIAK 1, Juliusz TWARDY 1, Krystyna MILECKA 2, Milena OBREMSKA 3, Micha S OWI SKI 4, Daniel OKUPNY 5 1 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Wydzia Nauk Geograficznych, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, danuta.dzieduszynska@geo.uni.lodz.pl, joanna.petera@geo.uni.lodz.pl, jacek.forysiak@geo.uni.lodz.pl, juliusz.twardy@geo.uni.lodz.pl 2 Zak ad Biogeografii i Paleoekologii, Instytut Geoekologii i Geoinformacji, Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu, Pozna, ul. Bogumi a Krygowskiego 10, milecka@amu.edu.pl 3 Instytut Nauk Geologicznych Polskiej Akademii Nauk w Warszawie, Warszawa, ul. Twarda 51/55, mobremska@twarda.pan.pl 4 Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania im. Stanis awa Leszczyckiego Polskiej Akademii Nauk, Warszawa, ul. Twarda 51/55, michal.slowinski@geopan.torun.pl 5 Zak ad Ekorozwoju i Kszta towania rodowiska Geograficznego, Instytut Geografii, Uniwersytet Pedagogiczny im. KEN w Krakowie, Kraków, ul Podchor ych 2, daniel.okupny@up.krakow.pl Och odzenie m odszego dryasu znalaz o wyraz w rze bie, co by o skutkiem zintensyfikowania procesów morfogenetycznych, ale tak e w zmianach szaty ro linnej wyra nie zapisanych w diagramach palinologicznych. Po o ony w strefie staroglacjalnej region ódzki odznacza si wówczas dojrza rze b, której g ówne zarysy ukszta towa y si podczas najm odszego zlodowacenia kompleksu rodkowopolskiego, a nast pnie przemodelowane zosta y w warunkach peryglacjalnych vistulianu. Przekszta cenia rze by w m odszym dryasie stanowi y ostatni istotny, ca kowicie naturalny epizod morfotwórczy, podczas którego wydatnie dzia a y procesy eoliczne, stokowe oraz fluwialne, wyra one odpowiednio przekszta caniem wydm i depozycj pól piasków pokrywowych, tworzeniem pokryw stokowych, szczególnie dobrze czytelnych w dolinach denudacyjnych i na stokach niektórych dolin rzecznych oraz wzmo eniem tendencji do akumulacji w dnach dolin i zmianami w uk adzie niektórych koryt rzecznych (m.in. Turkowska, 1988; Manikowska, 1995; Dzieduszy ska, 2011; Petera-Zganiacz i in., 2015). Jednocze nie w obni eniach terenu istnia y sprzyjaj ce warunki do akumulacji biogenicznej, która rozpocz a si ju wcze niej, w wi kszo ci przypadków w böllingu lub allerödzie, np. w stanowiskach Witów, Ner-Zawada, ugi, Korze, R bie (Wasylikowa, 1964; Forysiak, 2012). Cechy szaty ro linnej m odszego dryasu w zapisie paleobotanicznym, cho wyra nie odmienne od poprzedzaj cego i nast pnego okresu, ró ni si w kolejnych analizowanych stanowiskach. Celem bada jest wskazanie przyczyn takiego stanu rzeczy w odniesieniu do m odszodryasowych warunków geologicznych i geomorfologicznych otoczenia wybranych stanowisk. Do szczegó owej analizy wybrane zosta y trzy stanowiska po o one w regionie ódzkim: Ko min, ugi i abieniec. Stanowiska te po o one s w odmiennych uwarunkowaniach geomorfologicznych, ró ne by y tak e procesy rze botwórcze oddzia uj ce na rodowisko otoczenia stanowisk, a tak e odmienna jest geneza zbiorników, w których gromadzi y si osady biogeniczne.

159 Streszczenia posterów 157 Pierwsze ze stanowisk Ko min (Kotlina Kolska) jest po o one w dolinie Warty mi dzy Uniejowem i Ko em, gdzie dolina znacznie si rozszerza osi gaj c prawie 10 km. Podczas m odszego dryasu dolina by a prawie tak samo szeroka, a na pocz tku m odszego dryasu w jej dnie utworzy si rozleg y i bardzo p ytki zbiornik. W takich warunkach deponowany by py ek ro lin funkcjonuj cych w nakre lonych warunkach oraz takich, których py ek atwo ulega transportowi (Dzieduszy ska i in., 2014). Zako czenie akumulacji biogenicznej wi za o si z wzmo eniem procesów fluwialnych w m odszej cz ci m odszego dryasu (Petera-Zganiacz i in., 2015). Stanowisko ugi (Wysoczyzna aska) zwi zane jest tak e z dolin Warty i le y na po udnie od P czniewa. Osady biogeniczne akumulowane by y w starorzeczu ukszta towanym w ko cowym etapie funkcjonowania przep ywu w tzw. dolinie Jadwichny-Pichny (obecnie martwy odcinek doliny Warty) pod koniec plenivistulianu (Forysiak, 2012). Zbiornik, który przekszta ci si w torfowisko, po o ony jest w pobli u kraw dzi ówczesnej doliny i przez ca y czas funkcjonowania pozostawa odizolowany od wp ywów rodowiska fluwialnego. Ten niewielki zbiornik wychwytywa dobrze informacje o szacie ro linnej z otoczenia. Bior c pod uwag elementy abiotyczne rodowiska, stwierdzono, e podczas m odszego dryasu najsilniej oddzia ywa y procesy eoliczne przekszta caj ce wydmy i pokrywy eoliczne, chocia znaczna cz niewielkich form eolicznych ukszta towana zosta a w m odszym holocenie. Trzecie stanowisko abieniec (Wzniesienia ódzkie) jest po o one na wysoczy nie w mi dzyrzeczu Mrogi i Mro ycy, a jego zasadniczym elementem jest niewielkie zag bienie wytopiskowe, w przesz o ci (tak e w m odszym dryasie) funkcjonuj ce jako jezioro, a obecnie zaj te przez torfowisko (Forysiak, Twardy, 2010). Wysoczyznowe po o enie wp ywa o na wzgl dn stabilno warunków geomorfologicznych podczas m odszego dryasu. Niewielki wp yw mog y mie procesy stokowe, ale wiadomo, e depozycja biogeniczna nast powa a wówczas nieprzerwanie, a przemiany szaty ro linnej zapisa y si bardzo dok adnie daj c jednoczenie wyraz dynamicznie zmieniaj cych si warunków klimatycznych. Lokalizacja niewielkiego zbiornika w warunkach stabilnych geomorfologicznie spowodowa a, e zapis palinologiczny mo na uzna za bardziej uniwersalny. Badania realizowane s w ramach projektu badawczego nr 2016/21/B//ST10/02451 pod tytu em Procesy morfogenetyczne jako determinanty zbiorowisk ro linnych w dobie globalnych zmian klimatycznych w m odszym dryasie finansowanego ze rodków Narodowego Centrum Nauki. Literatura DZIEDUSZY SKA D., Och odzenie m odszego dryasu i jego efekty morfogenetyczne w regionie ódzkim. Acta Geographica Lodziensia 98: DZIEDUSZY SKA D.A., KITTEL P., PETERA-ZGANIACZ J., BROOKS S.J., KORZE K., KR PIEC M., PAW OWSKI D., P AZA D.K., P ÓCIENNIK M., STACHOWICZ-RYBKA R., TWARDY J., Environmental influence on forest development and decline in the Warta River valley (Central Poland) during the Late Weichselian. Quaternary International 324: MANIKOWSKA B., The apogee of Vistulian cold in the periglacial area of Central Poland geological records. Quaternary Studies in Poland 13: PETERA-ZGANIACZ J., DZIEDUSZY SKA D.A., TWARDY J., PAW OWSKI D., P ÓCIENNIK M., LUTY SKA M., KITTEL P., Younger Dryas flood events: A case study from the middle Warta River valley (Central Poland). Quaternary International 386: TURKOWSKA K., Rozwój dolin rzecznych na Wy ynie ódzkiej w pó nym czwartorz dzie. Acta Geographica Lodziensia 57: FORYSIAK J., Zapis zmian rodowiska przyrodniczego pó nego vistulianu i holocenu w osadach torfowisk regionu ódzkiego. Acta Geographica Lodziensia 99: FORYSIAK J., TWARDY J., Budowa geologiczna i paleogeografia torfowiska abieniec I jego otoczenia. W: Torfowisko abieniec. Warunki naturalne, rozwój i zapis zmian peleoekologicznych w jego osadach (red. Twardy J., urek S., Forysiak J.): Bogucki Wydawnictwo Naukowe, Pozna. WASYLIKOWA K., Ro linno i klimat pó nego glacja u w rodkowej Polsce na podstawie bada w Witowie ko o czycy. Biuletyn Peryglacjalny 13:

160 158 Streszczenia posterów KOPALNIA KRZEMIENIA CZEKOLADOWEGO W ORO SKU (WOJ. MAZOWIECKIE) W WIETLE BADA GEOLOGICZNYCH CHOCOLATE FLINT MINE IN ORO SKO (MAZOVIAN VOYVODESHIP) IN THE LIGHT OF GEOLOGICAL STUDIES Katarzyna KERNEDER-GUBA A 1, Katarzyna SKIBA 2, Maciej W ODEK 3 1 O rodek Interdyscyplinarnych Bada Archeologicznych, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Warszawa, Al. Solidarno ci 105, gubalka@poczta.fm 2 Zak ad Paleolitu i Mezolitu, Instytut Archeologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, ul. Krakowskie Przedmie cie 26/28, kskiba2017@gmail.com 3 mgeol@poczta.onet.pl Krzemie czekoladowy 1, wyst puj cy w z o ach pó nocnego Obrze enia Gór wi tokrzyskich, stanowi bardzo cenny surowiec dla spo eczno ci prehistorycznych. Jego wychodnie rozci gaj ce si na przestrzeni 90 km mi dzy dolin Wis y w Zawicho cie a rejonem Oro ska (15 km na SW od Radomia) by y eksploatowane metodami górniczymi od paleolitu po epok elaza. Wyst puj one w obr bie wapieni jurajskich oraz utworów czwartorz dowych glin zwa owych i pokryw zwietrzelinowych (Schild, 1971; Budziszewski, 2008). Badania nad ró nymi aspektami zwi zanymi z problematyk pozyskiwania i u ytkowania krzemienia czekoladowego prowadzone by y od 20. XX wieku i obecnie s kontynuowane (Brandl i in., 2017; Budziszewski, 2008; Grafka i in., 2015; Krukowski, 1922, 1923, ; Samsonowicz, 1923; Schild, 1971). Do najwa niejszych punktów eksploatacji krzemienia czekoladowego nale y stanowisko Oro sko 2 z kopalni szybow wydr on w obr bie glin zwa owych. Kopalnia ta, datowana na paleolit, odkryta zosta a w 1935 roku (Krukowski ). Obecnie uznawana jest za jedn z najstarszych na terenie Polski. W 2016 roku w ramach projektu Wydobywanie i przetwórstwo krzemienia czekoladowego w paleolicie i mezolicie w pó nocno-zachodniej strefie jego z ó w oparciu o wyniki nieinwazyjnych i sonda owych bada archeologicznych i geofizycznych (NCN, 2015/17/N/HS3/01279) na terenie gminy Oro sko, stanowi cej pó nocno-zachodni zasi g z ó krzemienia czekoladowego podj to multidyscyplinarne prace terenowe, maj ce na celu prób rekonstrukcji systemu osadnictwa skoncentrowanego na pozyskiwaniu i przetwarzaniu surowca w najstarszych okresach epoki kamienia. Na ca ym obszarze prowadzono sonda owe badania wykopaliskowe, które doprowadzi y do odkrycia kolejnych szybów górniczych wydr onych w pokrywie zwietrzelinowej oraz w litej skale wapiennej stanowi cych pod o e dla utworów czwartorz dowych. Szlak i kierunek eksploatacji górniczej wyznacza y konkrecje krzemienia czekoladowego u o one równolegle do awic wapieni jurajskich. Wa nym aspektem analizy terenowej by y prace geologiczne prowadzone w najbli szym otoczeniu kopalni, które stanowi y uzupe nienie danych archiwalnych. W oparciu o dotychczassowy stan bada w utworach wyst puj cych w bezpo rednim otoczeniu kopalni wyró niano czwartorz dowe piaski i wiry deluwialne spoczywaj ce na pod o u mezozoicznym zbudowanym z wapieni jurajskich (pi tro kimeryd) (oraz gliny zwa owe zlodowacenia rodkowopolskiego (Warmuzek, 1984). M odsze dane, pochodz ce z dwóch wierce pod studnie (Wieczorek, 1995) pokrywaj si z ogólnymi danymi pochodz cymi z mapy geologicznej w obr bie wapieni 1 Krzemie czekoladowy, woskowo-czekoladowy, nazw sw zawdzi cza br zowemu zabarwieniu. Nazwa ta zosta a wprowadzona do literatury przez Stefana Krukowskiego w latach 20. XX wieku.

161 Streszczenia posterów 159 jurajskich wskazuj jednak na wyst puj ce tam awice krzemieni czekoladowych, co na mapach i przekrojach geologicznych dotychczas nie zosta o uj te. Wiercenia wykonane w 2017 roku w dwóch rejonach stanowiska archeologicznego Oro sko 2 doprowadzi y do uszczegó owienia informacji na temat budowy geologicznej analizowanego obszaru w mikroskali (tab. 1). Tab. 1. Sytuacja stratygraficzna okolic kopalni krzemienia czekoladowego w Oro sku. Wydzielenia poziomów na podstawie wierce w 2017 r. L.p. Charakterystyka poziomu Wiek Uwagi 1 Gleba humusowa/gleba p owa (?), gliniasta z okruchami ska pod o a mezozoicznego. Zawiera s abo obtoczone okruchy wapieni i znaczne ilo ci krzemieni holocen, schy ek zlodowacenia wis y Selektywne wzbogacenie w ska y krzemionkowe 2 Pokrywa zwietrzelinowa. Glina soliflukcyjna z wysokim udzia em okruchów ska pod o a (wapieni, ska krzemionkowych) 3 Gliny zwa owe gliny piaszczyste, brunatne. Niewielka ilo okruchów ska pod o a, bez wyra nego wzbogacenia w krzemienie. 3a Gliny pylaste brunatne przypuszczalnie lokalna facja glin zwa owych. 4 Piaski ró noziarniste o ró nej genezie (rzeczne, eoliczne). Lokalnie wyst puj ce poziomy bruku kamiennego z dobrze obtoczonymi okruchami ska pod o a mezozoicznego (wapienie, ska y krzemionkowe); wtr cenia piasków gliniastych 5 Grunt gliniasty ze znaczn domieszk krzemieni. Osad zwietrzelinowy, przypuszczalnie sp yw soliflukcyjny przykryty glinami zwa owymi. zlodowacenie wis y zlodowacenia rodkowopolskie zlodowacenia rodkowopolskie Wiek nieokre lony Wiek starsze od zlodowacenia rodkowopolskiego Selektywne wzbogacenie w ska y krzemionkowe. Mo liwa starsza metryka osadów spoczywaj cych na pod o u jurajskim Prawdopodobnie wype nisko leja krasowego 6 Zwietrzelina ska pod o a mezozoicznego (wapienie) plejstocen i starsze Brak wzbogacenia w krzemienie (poza miejscami na wychodniach awic ska krzemionkowych) 7 Pod o e mezozoiczne (wapienie jurajskie) jura górna, kimeryd W ramach wyst pienia zaprezentowane zostan wyniki tych prac i rekonstrukcji sytuacji geomorfologicznej kopalni krzemienia czekoladowego w Oro sku przeprowadzona w oparciu zarówno o nie, jak i o sonda owe badania wykopaliskowe, z uwzgl dnieniem danych archiwalnych. Literatura BRANDL M., HAUZENBERGER C., MARTINEZ M.M., FILZMOSER P., WERRA D.H., The Application of the Multi-Layered Chert Sourcing Approach (MLA) for the Characterisation and Differentiation of 'Choco late Silicites' from the Holy Cross Mountains, South-Central Poland, Archaeologia Austriaca 100. BUDZISZEWSKI J., 2008, Stan bada nad wyst powaniem i pradziejow eksploatacj krzemieni czekoladowych [w:] Krzemie czekoladowy w pradziejach. Materia y z konferencji w Oro sku, , Studia nad Gospodark Surowcami Krzemiennymi w Pradziejach 7, W. BORKOWSKI, J. LIBERA, B. SA ACI SKA, S. SA ACI SKI (red.), Warszawa, s GRAFKA O., WERRA D.H., SIUDA R., Analysis of Organic Compounds: Applications in Archaeology and Earth Science, Proceedings of the 11th SKAM Lithic WorkshopThe multifaceted biface Bifacial technology in Prehistory 20th-22nd of October, 2014, Miskolc, Hungary, Liticum, s KRUKOWSKI S., Pierwociny krzemieniarskie górnictwa, transportu i handlu w holocenie Polski, cz. II. Wiadomo ci Archeologiczne, 7/1, s KRUKOWSKI S., Sprawozdania z dzia alno ci Pa stwowego Konserwatora Zabytków Prahistorycznych na okr g kielecki na rok 1922, Wiadomo ci Archeologiczne, 8, s KRUKOWSKI S., ysogóry najwa niejszym o rodkiem pierwotnego górnictwa w Europie, Kurier Poranny, 20.III.1934.

162 160 Streszczenia posterów KRUKOWSKI S., Paleolit, [w:] Encyklopedia polska PAU, 4/1: Prehistoria ziem polskich, Kraków, s SAMSONOWICZ J., O z o ach krzemieni w utworach jurajskich pó nocno-wschodniego zbocza Gór wi tokrzyskich, Wiadomo ci Archeologiczne, 8, s SCHILD R., Lokalizacja prahistorycznych punktów eksploatacji krzemienia czekoladowego na pó nocno-wschodnim obrze eniu Gór wi tokrzyskich, Folia Qaternaria, 39, s WARMUZEK A., Szczegó owa Mapa Geologiczna Polski 1: ark. Szyd owiec, nr 742. WIECZOREK W., Dokumentacja hudrogeologiczna uj cia wód podziemnych z otworów górnej jury dla wodoci gu lokalnego Oro sko st. Nr 2, za cznik 4. Zbiorcze zestawienie wyników wiercenia studziennego, Dokumentacja w archiwum Urz du Gminy Oro sko.

163 Streszczenia posterów 161 SKANINGOWA MIKROSKOPIA ELEKTRONOWA SEM JAKO NARZ DZIE W BADANIACH RODOWISKOWYCH SCANNING ELECTRON MICROSCOPY SEM AS A TOOL IN ENVIRONMENTAL RESEARCH Jakub KOTOWSKI 1, Emilia WÓJCIK 1 1 Wydzia Geologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, ul. wirki i Wigury 93, Na posterze przedstawiono wyniki bada wykonanych w rodowiskowym Laboratorium Niskotemperaturowej Skaningowej Mikroskopii Elektronowej Cryo-SEM pokazuj ce spektrum mo liwo ci i zastosowa metod mikroskopowych w zagadnieniach aplikacyjnych. Poza badaniami typowych próbek geologicznych, takich jak materia skalny (p ytki cienkie, zg ady, od upki), mo na równie bada próbki rodowiskowe, materia biologiczny (bakterie, szcz tki ro lin) czy preparaty nasypowe. Istnieje równie mo liwo obserwacji i badania obiektów konserwatorskich, próbek betonów oraz okazów archeologicznych i paleontologicznych. ZEISS SIGMA VP jest mikroskopem elektronowym wyposa onym w dzia o z emisj polow, umo liwiaj c dok adniejsze obrazowanie bardzo ma ych obiektów w du o lepszej jako ci obrazu w porównaniu z konwencjonalnym mikroskopem elektronowym. System posiada równie funkcj pracy w zmiennej pró ni, umo liwiaj c badanie próbek nieprzewodz cych. SIGMA wyposa ona jest tak e w dwa detektory EDS do badania sk adu chemicznego w mikroobszarze oraz w wewn trzsoczewkowy detektor SE umo liwiaj cy otrzymanie obrazu topografii próbki w wysokiej rozdzielczo ci i czysto ci obrazu. AURIGA 60 posiada dwa detektory EDS oraz po czone detektory wewn trzsoczewkowe SE i BSE zapewniaj c wysoki kontrast materia owy i topograficzny. W mikroskopie tym mo na wykonywa nanotomografi 3D przy u yciu skupionej wi zki jonowej FIB, badania struktury materia ów metod dyfrakcji elektronów wstecznie rozproszonych (EBSD) oraz system kriogenicznej preparatyki próbek (niezb dnej przy obserwacji próbek biologicznych czy wilgotnych).

164 162 Streszczenia posterów KOLORYMETRYCZNE ZRÓ NICOWANIE SEKWENCJI LESSOWO GLEBOWEJ W ZAPR YNIE COLORIMETRIC VARIATION OF THE LOESS SOIL SEQUENCE IN ZAPR YN Marcin KRAWCZYK 1, Kamila RYZNER 1, Zdzis aw JARY 1 1 Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, pl. Uniwersytecki 1, marcin.krawczyk@uwr.edu.pl, kamila.ryzner@uwr.edu.pl, zdzis aw.jary@uwr.edu.pl Sekwencje lessowo-glebowe to kompleksowe archiwa l dowego zapisu zmian rodowiska w plejstocenie, które powstaj w wyniku wzajemnego oddzia ywania sedymentacji eolicznej, pedogenezy, procesów stokowych i erozji. Zmienno kolorów w pionowych sekwencjach lessowo-glebowych jest naturalna i zale y od wielu czynników, tj. ród a materia u czy postsedymentacyjnych deformacji takich jak np. procesy glejowe. Mnogo czynników zmieniaj cych kolor osadu sprawia, e ci ko wi za je tylko ze zmianami klimatu, jednak e w uj ciu ogólnym niektóre typy barw mo na wi za z procesami typowymi dla danych warunków klimatycznych. Pomiar koloru osadu buduj cego sekwencje lessowo-glebowe jest coraz cz ciej wykorzystywany przez autorów zajmuj cych si tematyk lessow.przedmiotem niniejszego posteru jest przedstawienie zró nicowania kolorymetrycznego sekwencji lessowo-glebowych w Zapr ynie. Sekwencja lessowo-glebowa w Zapr ynie zlokalizowana jest w po udniowej morfologicznej kraw dzi Wzgórz Trzebnickich w nieczynnej piaskowni w pobli y drogi z oziny do W growa. Obszar wyrobiska ograniczony jest niewielkimi dolinami denudacyjnymi o ogólnym przebiegu N-S. Lessy na omawianym obszarze maj mi szo ok 4-6 m. Do szczegó owych bada wykorzystano 650 próbek pobranych w interwale 1 cm. Kolor osadu zosta zmierzony przy pomocy spektrofotometru Konica Minolta 600d. Przyrz d ten umo liwia pomiar barwy polegaj cy na ilo ciowym pomiarze transmisji lub odbicia wiat a przez próbk. Dzi ki tej metodzie subiektywne dot d opisy barw osadów (nawet przy zastosowaniu skali Munsella) staj si obiektywne, rzetelne i wyra one miar liczbow. W badaniach sekwencji lessowo-glebowych jest to bardzo istotne w przypadku s abo zró nicowanych profili. Zalet pomiaru spektrofotometrem jest to, e jest on szybki, bezinwazyjny i tani. Wyniki pomiarów zosta y przedstawione w przestrzeni barw CIELAB, a nast pnie przekonwertowane do skali barw RGB. Zmierzone warto ci kolorów by y podstaw wydzielenia jednostek w profilu u ywaj c ogólnie przyj tych nazw jednostek gleboznawczych zgodnych ze wiatow norm WRB Ta klasyfikacja ma wystarczaj c czu o w wykrywaniu zmian w intensywno ci procesów pedogenezy. Analiza zró nicowania kolorymetrycznego sekwencji lessowo-glebowej w Zapr ynie pozwoli a na wysuni cie kilku podstawowych wniosków: Badania kolorymetryczne potwierdzi y wyst powanie wcze niej wydzielonych g ównych jednostek lito-pedostratygraficznych. Pomiar barw i ich pionowe zró nicowanie pozwoli y wydzieli nowe subjednostki nawet w wydawa oby si homogenicznych jednostkach lessowych. Wysokorozdzielcze badania zró nicowania kolorów odegra y znacz c rol w sprecyzowaniu podzia u stratygraficznego sekwencji lessowo-glebowej w Zapr ynie.

165 Streszczenia posterów 163 WK AD GLIWICKIEGO LABORATORIUM RADIOW GLOWEGO W BADANIA PLEJSTOCENU I HOLOCENU POLSKI CONTRIBUTION OF THE GLIWICE RADIOCARBON LABORATORY TO THE STUDY OF THE PLEISTOCENE AND HOLOCENE OF POLAND Danuta J. MICHCZY SKA 1, Adam MICHCZY SKI 1, Fatima PAWE CZYK 1, S awomira PAWE CZYK 1, Jacek PAWLYTA 1, Anna PAZDUR 1, Natalia PIOTROWSKA 1, Barbara SENSU A 1, Andrzej Z. RAKOWSKI 1, Konrad TUDYKA 1, Alicja USTRZYCKA 1 1 Instytut Fizyki CND, Politechnika l ska, Gliwice, ul. Konarskiego 22B, danuta.michczynska@polsl.pl, adam.michczynski@polsl.pl, fatima.pawelczyk@polsl.pl slawomira.pawelczyk@polsl.pl, jacek.pawlyta@polsl.pl, anna.pazdur@polsl.pl, natalia.piotrowska@polsl.pl, barbara.sensula@polsl.pl, andrzej.rakowski@polsl.pl, konrad.tudyka@polsl.pl, alicja.ustrzycka@polsl.pl W roku 2017 min o 50 lat od czasu uruchomienia Laboratorium Radiow glowego w Gliwicach, pierwszego w Polsce i jednego z pierwszych na wiecie laboratoriów zajmuj cych si pomiarami radioaktywno ci izotopu w gla 14C. Ch poznania historii Ziemi i rozwoju cywilizacyjnego cz owieka jest czynnikiem wyzwalaj cym potrzeb interdyscyplinarnej wspó pracy fizyków, przedstawicieli nauk o Ziemi i nauk historycznych. Jedn z podstawowych metod do wiadczalnych towarzysz cych takim wysi kom jest datowanie radiow glowe umo liwiaj ce okre lenie wieku bezwzgl dnego obiektów bada. Metoda 14C stanowi a fundament dzisiejszego Zak adu Zastosowa Radioizotopów (ZZR) Instytutu Fizyki CND. Z czasem pojawi y si kolejne naukowe wyzwania, które zaowocowa y rozwojem innych metod datowania w ZZR: luminescencyjnej (TL/OSL), o owiowej 210Pb, cezowej 137Cs, jak równie badaniami sk adu izotopów stabilnych wodoru, w gla, azotu i tlenu w ró nych rodowiskach i materia ach. Prekursorami bada interdyscyplinarnych w Polsce w zakresie zastosowania metod izotopowych w naukach przyrodniczych i historycznych byli prof. dr hab. W odzimierz Mo cicki ( ) twórca metody radiow glowej w Polsce i kierunku nauczania fizyka techniczna, prof. dr hab. Mieczys aw Pazdur ( ), którego prace zaowocowa y rozwojem metody radiow glowej i innych metod datowania, oraz prof. dr hab. Anna Pazdur, pod której wieloletnim kierownictwem ZZR wzmocni swoj pozycj naukow realizuj c wiele projektów mi dzynarodowych i krajowych oraz uzyska status Centrum Doskona o ci GADAM (Centre of Excellence Gliwice Absolute DAting Methods Centre ) w Pi tym Programie Ramowym Unii Europejskiej. Wspó praca w wielodyscyplinarnych zespo ach badawczych wymaga dzia a maj cych na celu u atwienie komunikacji mi dzy naukowcami z ró nych dziedzin oraz zrozumienie mo liwo ci i ogranicze stosowanych metod. Dlatego od wielu lat anga ujemy si w organizacj krajowych oraz mi dzynarodowych warsztatów naukowych, prowadzimy wyk ady i wiczenia praktyczne oraz szkolimy m odych adeptów nauki w specjalistycznych pracach eksperymentalnych. Organizujemy równie co trzy lata, od 1983 roku, mi dzynarodow konferencj Methods of Absolute Chronology, której kolejna XIII edycja odb dzie si w 2019 r. Od 2015 roku organizujemy corocznie Warsztaty Metod Datowania Bezwzgl dnego im. Profesora Mieczys awa F. Pazdura. Rocznie Gliwickie Laboratorium Radiow glowe wykonuje oko o 450 oznacze wieku z u yciem techniki AMS, 150 z u yciem techniki konwencjonalnej (LSC) oraz kilkaset analiz stosunków izotopowych. Znaczna cz tych bada jest wykonywana w ramach projektów

166 164 Streszczenia posterów realizowanych wspólnie przez Gliwickie Laboratorium Radiow glowe i inne instytucje naukowe. Nasi pracownicy nie tylko wykonuj oznaczenia wieku i stosunków izotopowych, ale aktywnie uczestnicz w pracy interdyscyplinarnych zespo ów naukowych m.in. prowadz c badania dotycz ce metodyki wykonywanych analiz, opracowuj c modele wiek-g boko czy dokonuj c analiz statystycznych wyników. Od roku 2000 zrealizowali my 4 projekty europejskie: 1. CONTINENT: High-resolution continental palaeoclimatic record in the Lake Baikal ( ) 2. GADAM Centre: Centre of Excellence Gliwice Absolute DAting Methods Centre ( ) 3. ISONET: 400 years of annual reconstruction of European climate variability using high resolution isotopic network ( ) 4. ATIS: Absolute Time scales and Isotope Studies for investigating events in Earth and human history ( ) Inne znacz ce projekty mi dzynarodowe: 1. CLIMPOL: Climate of northern Poland during the last 1000 years: Constraining the future with the past (Polish-Swiss Research Programme, ) 2. PARAD: PeAt bog Records of Atmospheric Dust fluxes Holocene palaeoenvironmental and paleoclimatic implications for Southern South America (ANR, France, ) 3. Bilateral cooperation with University of Liege on reconstruction of air pollution in Europe recorded in sedimentary and biological archives (Polish-Walloon Cooperation, since 2006) 4. INTIMATE: INTegrating Ice core, MArine and TErrestrial records 60,000 to 8000 years ago (COST Action, ) 5. Tree-ring climate reconstruction (FWF Austrian Science Fund, ) Pracownicy naszego Laboratorium koordynowali 15 projektów finansowanych z funduszy narodowych i byli wykonawcami w kilkunastu projektach koordynowanych przez naukowców z innych polskich instytucji naukowych. Wspó praca naukowa zaowocowa a publikacj ponad 200 indeksowanych prac naukowych ze redni 11 publikacji na rok dla ostatniej dekady. Bie ca aparatura obejmuje: 1. Laboratorium AMS (odpowiedzialna: Natalia Piotrowska): a. stanowiska do fizycznej i chemicznej preparatyki wst pnej próbek b. automatyczny system do spalania i grafityzacji próbek (AGE-3) sprz ony z analizatorem elementarnym (IonPlus AG) c. linie pró niowe do wytwarzania oraz oczyszczania CO2 d. piec na podczerwie do stopniowego spalania próbek w strumieniu tlenu 2. Laboratorium LSC (odpowiedzialny: Adam Michczy ski): a. stanowiska do fizycznej i chemicznej preparatyki wst pnej próbek b. dwa automatyczne, ultraniskot owe spektrometry ciek oscyntylacyjne promieniowania alfa i beta typu Quantulus 1220 c. dwa miniaturowe ciek oscyntylacyjne spektrometry promieniowania beta z mo liwo ci elektronicznej eliminacji radonu (patent PL ) d. wielokomorowy ciek oscyntylacyjny spektrometr MultiCellfor do szybkich pomiarów niskich radioaktywno ci e. trzy linie pró niowe do syntezy benzenu na potrzeby ciek oscyntylacyjnej spektrometrii promieniowania beta 3. Laboratorium spektrometrii mas stosunków izotopowych (IRMS) (odpowiedzialny: Jacek Pawlyta):

167 Streszczenia posterów 165 a. spektrometr stosunków izotopowych typu IsoPrime pracuj cy w trybie przep ywu ci g ego b. analizator elementarny typu EuroVector EA2000: c. automatyczne spalanie przygotowanie próbek sta ych do celów analizy elementarnej oraz stosunków izotopowych dla w gla oraz azotu d. automatyczny system pyrolizy próbek sta ych w celu oznaczenia sk adu izotopowego tlenu e. MultiFlow automatyczny system przygotowania próbek w glanów, wody oraz dwutlenku w gla do celów oznaczania ich sk adu izotopowego. f. linie pró niowe do preparatyki próbek dla spektrometrii IRMS g. dwie mikrowagi

168 166 Streszczenia posterów SK AD CHEMICZNY LESSÓW PORÓWNANIE METODY AAS I XRF THE CHEMICAL COMPOSITION OF LOESS A COMPARISON OF THE AAS AND XRF METHODS Jerzy RACZYK 1, Jacek SKURZY SKI 1, Zdzis aw JARY 1 1 Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, pl. Uniwersytecki 1, jerzy.raczyk@uwr.edu.pl, jacek.skurzynski@uwr.edu.pl, zdzislaw.jary@uwr.edu.pl Ci g y wzrost zainteresowania problematyk lessow w wiatowej literaturze geologicznej wi e si g ównie z faktem, e sekwencje lessowo-glebowe dostarczaj jednego z najbardziej ci g ych i szczegó owych zapisów zmian klimatu w czwartorz dzie. Cechy rodowiska i klimatu, w jakim powstawa y sekwencje lessowo-glebowe, mog by rekonstruowane na podstawie ró norodnych danych po rednich. Do tego celu u ywa si gleb kopalnych, wska ników zmienno ci sk adu granulometrycznego, w a ciwo ci magnetycznych, bada malakologicznych, palinologicznych i wielu innych, co w po czeniu z zastosowaniem metod datowania wieku (np. TL, OSL, 14 C) umo liwia dokonanie, okre lonych w czasie geologicznym, rekonstrukcji klimatyczno- rodowiskowych. Poszukiwania nowych wska ników po rednich s jednym z najpowa niejszych wyzwa dla badaczy sekwencji lessowo-glebowych. Coraz cz ciej w literaturze przedmiotowej pojawiaj si prace oparte na badaniach sk adu chemicznego lessu, który jest ci le zwi zany ze sk adem mineralogicznym róde py u, procesem transportu py u z obszarów ród owych do miejsc akumulacji oraz z warunkami, w jakich zachodzi y post-depozycyjne procesy wietrzeniowoglebowe i wczesnodiagenetyczne. Sk ad chemiczny lessu jest zró nicowany przestrzennie i stratygraficznie, zatem mo e by wykorzystany jako kolejne kryterium litostratygraficzne do weryfikacji wydziele stratygraficznych. Informacji o sk adzie pierwiastkowym dostarcza analiza geochemiczna, w zakresie pierwiastków g ównych (Na, K, Mg, Ca, Fe, Mn, Al, Ti, P, Si) i/lub ladowych (takich jak Ba, Sr, Zr, Rb, V, Zn, Cr, Cu, Y, Ga, La, Li). W literaturze wiatowej powszechnie prezentowane s wyniki oznacze chemicznych opartych na metodzie fluorescencji rentgenowskiej (XRF), pozwalaj cej na okre lenie zawarto ci wielu pierwiastków, zarówno g ównych, jak i ladowych. W metodzie tej analizowana jest próbka w fazie sta ej (wysuszony, roztarty i zhomogenizowany materia sprasowany w obecno ci lepiszcza lub szklana pastylka uzyskana wskutek stopienia materia u). We wspó czesnych laboratoriach chemicznych w Polsce znacznie cz ciej stosuje si jednak metod atomowej spektrometrii absorpcyjnej (AAS), która nie by a szerzej stosowana w wiatowych badaniach geochemii lessów, ze wzgl du na szereg ogranicze, w stosunku do metody XRF. Po pierwsze, metoda AAS wymaga próbki w fazie ciek ej, co zwi zane jest z czasoch onnym i kosztoch onnym procesem mineralizacji osadów. Po drugie, analizuj c lessy metod AAS mo na oznaczy jedynie sk adniki g ówne oraz pierwiastki ladowe, które wyst puj na znacznym poziomie st e takie jak np. bar czy stront. Pozosta e pierwiastki ladowe s w tej metodzie w zasadzie niedost pne. Mimo znacznych niedogodno ci metody AAS, przy zachowaniu odpowiedniej, rygorystycznej procedury badawczej (Raczyk i in. 2015), mo liwe jest powtarzalne i precyzyjne okre lenie sk adu chemicznego lessów i gleb kopalnych, w zakresie pierwiastków g ównych. Zastosowana metoda mo e by atwo wdro ona w standardowo wyposa onej pracowni

169 Streszczenia posterów 167 gruntoznawczej, dysponuj cej spektrometrem absorpcji atomowej. Uzyskane wyniki s porównywalne z rezultatami oznacze metod XRF. Literatura RACZYK J., JARY Z., KORABIEWSKI B., Geochemical properties of the Late Pleistocene loesssoil se-quence in Dankowice (Niemcza-Strzelin Hills). Landform Analysis 29:

170 168 Streszczenia posterów WSKA NIKI KIERUNKU RUCHU OSTATNIEGO L DOLODU SKANDYNAWSKIEGO W OBSZARZE CENTRALNEJ I PÓ NOCNEJ POLSKI ORAZ PO UDNIOWO WSCHODNIEJ CZ CI DNA BA TYKU CENTRALNEGO INDICATORS OF THE DIRECTION OF MOVEMENT OF THE LAST SCANDINAVIAN ICE SHEET IN THE CENTRAL AND NORTHERN PART OF POLAND AND THE SOUTH EASTERN PART OF BALTIC SEABED Ma gorzata ROMAN 1, Rados aw PIKIES 2 1 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Wydzia Nauk Geograficznych, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, malgorzata.roman@geo.uni.lodz.pl 2 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia Geologii Morza, Gda sk Oliwa, ul. Ko cierska 5, radoslaw.pikies@pgi.gov.pl Dla wyznaczenia kierunków ruchu mas lodowych l dolodów plejstoce skich wykorzystuje si wiadectwa geologiczne i geomorfologiczne, które mog mie tak e zastosowanie w identyfikacji dawnych strumieni lodowych. W obszarze akumulacji lodowcowej, jakim jest obszar Polski, ród em informacji o kierunku ruchu l dolodu s bezpo rednie wska niki takie jak: orientacja niektórych form lodowcowych utworzonych subglacjalnie (streamlined landforms) w tym drumlinów i drumlinoidów, wergencja spi trze glacitektonicznych, orientacja subglacjalnych struktur kinematycznych, rzadziej rys lodowcowych, a tak e cechy teksturalne glin lodowcowych dotycz ce ukierunkowania d u szej osi klastów w glinie i subglacjalnych poziomach g azowych (clast fabric) (Roman, w druku). Po rednio kierunki ruchu lodu mo na wyznaczy w oparciu o analiz ukierunkowanych form wodnolodowych rynien subglacjanych i ozów (por. Morawski 2005), a tak e poddaj c analizie sk ad petrograficzny osadów lodowcowych rozpatruj c rozprzestrzenienie materia u eratycznego, lub lokalnych egzotyków o znanej proweniencji. W przypadku obszaru po udniowego Peribalticum istotnym zagadnieniem dla odczytania kierunków nap ywu mas lodowych ostatniego l dolodu skandynawskiego by a analiza ukszta towania dna i budowy geologicznej po udniowo-wschodniej cz ci Ba tyku Centralnego (Pikies 2016). Literatura MORAWSKI W., Reconstruction of ice sheet movement from the orientation of glacial morpholineaments (crevasse landforms): an example from northeastern Poland. Geological Quarterly 49, PIKIES R., Budowa geologiczna i morfogeneza Wzniesienia Elbl skiego w wietle zró nicowanej dynamiki l dolodu zlodowacenia wis y. Biuletyn Pa stwowego Instytutu Geologicznego 467: ROMAN M., Rekonstrukcja lobu p ockiego w czasie ostatniego zlodowacenia. Acta Geographica Lodziensia 96: ROMAN M., w druku. Ice-flow directions of the last Scandinavian Ice Sheet in central Poland. Quaternary International (2017). DOI: /j.quaint

171 Streszczenia posterów 169 NOWE PROJEKTY KARTOGRAFII GEOLOGICZNEJ REALIZOWANE PRZEZ PA STWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY PIB NEW PROJECTS OF GEOLOGY MAPPING IN POLISH GEOLOGICAL INSTITUTE NRI Joanna RYCHEL 1 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4 joanna.rychel@pgi.gov.pl W 2018 roku rozpocz to w PIG-PIB realizacj trzech znacz cych projektów kartograficznych. S to: Mi dzynarodowa Mapa Czwartorz du Europy w skali 1: cz polska, Map Geologiczna Polski w skali 1: oraz I etap Aktualizacji Szczegó owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1: Wszystkie wymienione projekty s wykonywane w ramach zada Pa stwowej S u by Geologicznej. Przygotowywana obecnie Mi dzynarodowa Mapa Czwartorz du Europy w skali 1: (IQUAME) to nowa edycja mapy opracowywanej w latach Powsta a ona z inicjatywy Komisji Mapy Geologicznej wiata i Mi dzynarodowej Unii Bada Czwartorz du (INQUA) w celu stworzenia systemu informacji geologicznej (GIS) dla geologii Czwartorz du Europy. Umo liwi to pobieranie, kompilacj i wykorzystanie danych niezale nie od granic politycznych. Udzia w projekcie bierze 26 pa stw europejskich a koordynatorem prac jest Niemiecka S u ba Geologiczna (BGR). Powstanie polskiej cz mapy zaplanowano na lata w oparciu o nowe dane z MGP w skali 1: 200 tys. I SMGP w skali 1: oraz map w ró nych skalach wykonywanych we wspó pracy bilateralnej z Bia orusi, Czechami, Litw, Niemcami, S owacj i Ukrain. Dane zostan przygotowane w oparciu o instrukcj weryfikacji danych geologicznych IQUAME 2500 opracowan przez BGR. Mapa b dzie semantycznie zgodna z dyrektyw INSPIRE (Dyrektywa 2007/2/WE Parlamentu Europejskiego i Rady z dnia 14 marca 2007 r. ustanawiaj ca infrastruktur informacji przestrzennej we Wspólnocie Europejskiej) oraz mi dzynarodowym j zykiem wymiany danych geologicznych GeoSciML. Przy kompilacji danych geologicznych z obszaru Polski zostan wykorzystane dobre praktyki wypracowane w ramach mi dzynarodowej inicjatywy s u b geologicznych OneGeology. Mapa udost pniona b dzie w Internecie w postaci us ug przegl dania (WMS Web Map Service) i pobierania WFS (Web Feature Service). Opracowanie trzech Map Geologicznych Polski w skali 1: 500 tys. to druga edycja mapy wydanej w 2006 r. pod red. Marksa, której realizacj zaplanowano na lata W odró nieniu od poprzedniczki obok mapy zakrytej i pod o a bez kenozoiku b dzie zawiera po raz pierwszy opracowan map pod o a czwartorz du. Mapy wraz z obja nieniami tekstowymi zawieraj ce przekroje geologiczne zostan wydane drukiem w ilo ci 40 egz. Mapa zostanie wykonana w formie cyfrowej, zgodnie z wymogami INSPIRE (GeoSciML) i wystawiona w formie us ug sieciowych. I etap aktualizacji SMGP w skali 1: 50 tys. prowadzony b dzie w latach i obejmuje 160 arkuszy. Polega g ównie na analizie materia ów archiwalnych, a w szczególno ci tych, które pojawi y si po wydaniu mapy, numerycznego modelu oraz zdj laserowego skaningu lotniczego (LIDAR). Przewidziane s rekonesansowe prace terenowe oraz wykonanie niezb dnej analityki. Efektem ko cowym b dzie nowe pracowanie arkusza mapy SMGP wraz z za cznikami i obja nieniami tekstowymi.

172 170 Streszczenia posterów WST PNE WYNIKI BADA OSADÓW ORGANICZNYCH W DNIE MEZOPLEJSTOCE SKIEGO (?) ZBIORNIKA FORMOWANEGO W ROWIE BE CHATOWA BADANIA W ODKRYWCE SZCZERCÓW PRELIMINARY RESULTS OF INVESTIGATIONS OF ORGANIC DEPOSITS IN THE BOTTOM OF THE MESOPLEISTOCENE (?) RESERVOIR FORMED IN THE BE CHATÓW GRABEN RESEARCH IN THE SZCZERCÓW OPEN PIT Lucyna WACHECKA-KOTKOWSKA 1, Dariusz KRZYSZKOWSKI 2, Dariusz WIECZOREK 3, Ma gorzata MALKIEWICZ 4, Jacek SKURZY SKI 2, Jerzy RACZYK 2, Joanna MIROS AW-GRABOWSKA 5, Monika NISKA 6, Marcin SZYMANEK 7, Monika RZODKIEWICZ 8, El bieta MY KOW 9 1 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Uniwersytet ódzki, ód, Narutowicza 88, lucyna.wachecka@geo.uni.lodz.pl 2 Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, Pl. Uniwersytecki 1, dariusz.krzyszkowski@uwr.edu.pl, jacek.skurzynski@uwr.edu.pl, jerzy.raczyk@uwr.edu.pl 3 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia wi tokrzyski, ul. Zgoda 21, Kielce, dariusz.wieczorek@pgi.gov.pl 4 Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, ul. Cybulskiego 30, malgorzata.malkiewicz@ing.uni.wroc.pl 5 Instytut Nauk Geologicznych Polskiej Akademii Nauk, ul. Twarda 51/55, Warszawa, jmirosla@twarda.pan.pl 6 Instytut Geografii i Studiów Regionalnych, Akademia Pomorska w S upsku, S upsk, ul. Partyzantów 27, monikaniska@wp.pl 7 Wydzia Geologii, Uniwersytet Warszawski, Warszawa, al. wirki i Wigury 93, m.szymanek@uw.edu.pl 8 Zak ad Geologii i Paleogeografii Czwartorz du, Instytut Geoekologii i Geoinformacji, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, Pozna, ul. B. Krygowskiego 10, lutynska@amu.emu.pl 9 Instytut Biologii Eksperymentalnej, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, ul. Kanonia 6/8, elzbieta.myskow@uni.wroc.pl Badania prowadzone na wschodniej cianie odkrywki Szczerców (Polska rodkowa) dostarczy y danych na temat dwóch ciep ych pi ter plejstoce skich (My kow i in., 2016; Wachecka-Kotkowska i in., 2018). W 2017 roku w SE naro niku odkrywki, na I i II poziomie górniczym, ods oni te zosta y mu ki i gytie wype niaj ce kopalny zbiornik (fig. 2). Stanowisko to, nazwane Ku nica 1/2017 ( ,47 N; ,36 E), po o one by o na wysoko ci 159 m n.p.m., tj. 21,8 m poni ej powierzchni terenu. Podczas bada terenowych pobrano 37 próbek z osadów wype niaj cych ok. 1 m w dennej cz ci paleozbiornika. Badanie wy szej cz ci profilu by o niemo liwe z uwagi na przepisy górnicze (niedost pna pionowa ciana, gro ca oberwaniem). Mi szo ca ej ods oni tej serii zbiornikowej oszacowano na kilkana cie metrów. Pod mu kami i gytiami zalega y osady piaszczysto- wirowe. Opróbowana cz profilu przedstawia si nast puj co. W pod o u wyst puj piaski rednioi ró noziarniste. Wy ej le piaski i mu ki z makroszcz tkami o mi szo ci 6 cm. Na nich zalega 15- cm rytmit mu kowo-piaszczysto-gytiowy z makroszcz tkami ro linnymi i detrytusem skorup limaków wodnych. Badany profil wie czy gytia (detrytusowa) oliwkowa, laminowana (ca. 75 cm).

173 Streszczenia posterów 171 Dla 35 próbek stanowiska Ku nica 1/2017 wykonano ekspertyz palinologiczn. Analiza ta wykaza a bardzo adn, spokojn i niezaburzon sukcesj pocz tkowej fazy ocieplania (fig. 2). Na diagramie zapisany jest najprawdopodobniej rozwój lasu borealnego oraz etap stopniowego wkraczania gatunków drzew li ciastych (wi z, d b, jesion). Fig. 1. Sp gowa cz kopalnego zbiornika zalegaj ca na utworach piaszczysto- wirowych Fig. 2. Diagram palinologiczny dla osadów zbiornikowych w stanowisku Ku nica 1/2017 (badania wykonano w 2018 r.) Z uwagi na brak pe nej sukcesji ro linnej w badanym profilu, jak i brak jednoznacznych innych przes anek, otwartym pozostaje zagadnienie, z jakim okresem ciep ym, a w a ciwie jego pocz tkiem, mamy do czynienia. Autorzy bior pod uwag zarówno interglacja eemski, mazowiecki, czy ferdynandowski lub zbóje ski. Uzyskane wyniki s obiecuj ce, a dalsze badania maj sens. Literatura MY KOW E., KRZYSZKOWSKI D., WACHECKA-KOTKOWSKA L., WIECZOREK D., Plant macrofossils from Czy ów Complex deposits of the Szczerców outcrop, central Poland. Geology, Geophysics & Environment, 42, 3: WACHECKA-KOTKOWSKA L., KRZYSZKOWSKI D., MALKIEWICZ M., MIROS AW- GRABOWSKA J., NISKA M., KRZYMI SKA J., MY KOW E., RACZYK J., WIECZOREK D., STOI SKI A., RZODKIEWICZ M., An attempt to reconstruct the late Saalian to Plenivistulian (MIS6-MIS3) natural lake environment from the Parchliny 2014 section, central Poland. Quaternary International, 465: Doi: /j.quaint

174 172 Streszczenia posterów ANALIZA PRZEKROJÓW HIPSOMETRYCZNYCH WYKONANYCH NA PODSTAWIE DANYCH Z NMT PRZEZ DOLIN CZARNEJ W REJONIE RYTWIAN (NIECKA NIDZIA SKA) ANALYSIS OF CROSS SECTION PROFILES MADE ON THE BASIS OF DTM DATA AT THE CZARNA RIVER VALLEY IN THE RYTWIANY VICINITY (NIDA BASIN) Dariusz WIECZOREK 1, Artur ZIELI SKI 2, Andrzej STOI SKI 1 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Oddzia wi tokrzyski, Kielce, ul. Zgoda 21, dariusz.wieczorek@pgi.gov.pl, andrzej.stoinski@pgi.gov.pl 2 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, aziel@ujk.kielce.pl Obszar bada po o ony jest w rejonie Rytwian, gdzie przez dolin Czarnej Staszowskiej wykonano kilka przekroi hipsometrycznych. Jeden z nich zinterpretowano te geologicznie na podstawie danych z map geologicznych (Walczowski, 1965, 1967, 1968a, 1968b), wyników bada Makowskiej (1976, 1987), Makowskiej i in. (1976) oraz archiwalnych profili otworów wiertniczych (Archiw. Geolog. UMW ). Badany odcinek doliny Czarnej jest interesuj cy z kilku powodów. Czarna w rejonie Rytwian p ynie kotlinowatym rozszerzeniem, dno doliny jest szerokie i dosy p askie. Miejscami w jego obr bie zachowa y si osta ce (pagóry powysoczyznowe). W dolinie s miejsca gdzie mi szo osadów czwartorz dowych jest wi ksza (ca. 20 m), w innych jest ona silnie zredukowana (2,2 m). Osady holoce skie równie maj mniej lub bardziej rozbudowane profile (Zieli ski i in., 2016). Profil geologiczny utworów czwartorz dowych i ich bezpo redniego pod o a w rejonie bada, obejmuj cym fragment doliny oraz przyleg ych fragmentów wysoczyzn, wed ug prac Walczowskiego (cif.) i Makowskiej (cif.), zweryfikowany i uj ty w nowych ramach stratygrafii (por. Wagner, 2008), mo na przedstawi nast puj co. Pod o e stanowi mioce skie i y krakowieckie. Wy ej zalegaj preglacjalne piaski i wiry rzeczne (kompleks preglacjalny górny pliocen-dolny plejstocen). Z kompleksem po udniowopolskim (dolny plejstocen- rodkowy plejstocen) zwi zane s : mu ki zastoiskowe (lessopodobne), gliny zwa owe (dolne), piaski i wiry wodnolodowcowe, piaski i wiry z g azami oraz piaski i wiry rzeczne, lessy (podmorenowe), piaski, wiry i mu ki wodnolodowcowe i rzeczne (nierozdzielone), gliny zwa owe (górne) oraz wiry i piaski wodnolodowcowe. Gliny zwa owe w rejonie bada, nale y czy z tym kompleksem (por. Marks, 2005, 2011; Mojski, 2005; Lindner i in., 2013; Lisicki, 2003), jednak nie wiadomo czy s to gliny Sanu 2 i Sanu 1, Sanu 1 i Nidy, czy Sanu 2 i Nidy. Z kompleksem rodkowopolskim zwi zane s piaski i wiry rzeczne. Z kompleksem pó nocnopolskim zwi zane s : piaski rzeczne i lessy. W czwartorz dzie nierozdzielonym powsta y: piaski i wiry z g azami (rezydualne), deluwia, piaski eoliczne i wydmy. W holocenie osadzi y si utwory rzeczne oraz torfy i namu y torfiaste. Od czasu ust pienia morza z zapadliska przedkarpackiego teren bada podlega ró norodnym procesom, a najwa niesze by y erozja rzeczna oraz lodowcowa. Pozosta y po nich zarówno osady jak i poziomy morfologiczne (por. tab. 1). Naj atwiej identyfikowa jest dno doliny z pokryw utworów holoce skich, w tym mad. Wznosi si ono 1-4 m ponad poziom wód w Czarnej. Uwag zwraca fakt, e miejscami utwory holoce skie za cie aj ca e dno doliny, a jedynie w rejonie s siedztwa poziomów

175 Streszczenia posterów 173 wysoczyznowych mog pojawia si inne nieco wy sze poziomy. S to tarasy nadzalewowe, które powi zano z okresem zlodowace pó nocnopolskich (tb). Wznosz si one 3-9 m ponad poziom wód w Czarnej. W strefie przypowierzchniowej buduj je piaski, czasem przykryte osadami deluwialnymi. G biej s to piaski i wiry. Utwory z holocenu i zlodowacenia wis y mog wype nia rozci cie powsta e w interglacjale eemskim. Jednoznaczny do identyfikacji jest te poziom wierzchowinowy wzosz cy si m ponad poziom wód w Czarnej. Najcz ciej ods aniaj sie tutaj i y krakowieckie. Jest on okre lany jako plioce ska denudacyjna powierzchnia zrównania, lub plioce ska powierzchnia denudacyjna z fragmentami górnosarmackiej powierzchni inicjalnej (Walczowski, 1968a, b). Tab. 1. Poziomy hipsometryczne w rejonie Rytwian (R), K ody (K) i Szcz ki (Sz) Uwaga: wysoko poziomów podano w metrach nad poziom wody w korycie Czarnej; th holocen; tb zlod. wis y; ts kompl. rodkowopolski; tp kompl. Po udniowopolski; W wysoczyzna. Zastanowienia wymagaj poziomy III (IIIa i IIIb) oraz IV, wznosz ce si odpowiednio na 6-22 i oraz m nad poziom wody w Czarnej. W rejonie K ody czy Tukl czy, na poziomie III, ods aniaj si utwory preglacjalne i i y krakowieckie. W rejonie Sichowa Du ego czy Rytwian, na poziomie IV, zalegaj utwory glacjalne, preglacjalne, a miejscami znajduj si te wychodnie i ów mioce skich. Powierzchni poziomu III rozcina te wiele dolinek erozyjnych, denudacyjnych. By mo e poziom III mo na czy z op ywem wód rzecznych w okresach zlodowace zwi zanych z kompleksem rodkowopolskim, a poziom IV z erozj i akumulacj lodowcow oraz wodnolodowcow? A by mo e oba te poziomy powsta y podczas kompleksu po udniowopolskiego? Literatura LINDNER L., MARKS L., NITA M., Climatostratigraphy of interglacials in Poland: Middle and Upper Pleistocene lower boundaries from a Polish perspective. Quaternary International 292: LISICKI S., Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis y. Prace Pa stowego Instytutu Geologicznego 177. MAKOWSKA D., Kszta towanie si rze by w dorzeczu dolnej Czarnej w plejstocenie. Praca doktorska. Maszynopis. Arch. WGiSR Uniw. Warszawskiego. MAKOWSKA D., Osady górnotrzeciorz dowe i staroplejstoce skie okolic Staszowa-Po a ca. W: Trzecio- i staroczwartorz dowe wiry Kotliny Sandomierskiej. Materia y sympozjum. AGH, Kraków: MAKOWSKA D., MYCIELSKA-DOWGIA O E., KRZYWOB OCKA-LAUROW R., Geneza serii radzikowskiej na po udniowym obrze eniu Gór wi tokrzyskich w oparciu o wska niki uziarnienia i obróbki z zastosowaniem mikroskopii elektronowej. Prace i Studia Instytutu Geografii UW, 17, Geografia Fizyczna 6: MARKS L., Pleistocene glacial limits in the territory of Poland. Przegl d Geologiczny 10/2: MARKS L., Quaternary Glaciations in Poland. Developments in Quaternary Science 15. Doi: /B

176 174 Streszczenia posterów MOJSKI J.E., Ziemie polskie w czwartorz dzie. Zarys morfogenezy. Pa stwowy Instytut Geologiczny & Ministwerstwo rodowiska, Warszawa. WAGNER R. (red.) Tabela stratygraficzna Polski. Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. WALCZOWSKI A., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Staszów (886). Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. WALCZOWSKI A., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Pacanów (919). Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. WALCZOWSKI A., 1968a. Obja nienia do Szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Staszów (886). Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. WALCZOWSKI A., 1968b. Obja nienia do Szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Pacanów (919). Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. ZIELI SKI A., KALICKI T., WIECZOREK D., OLSZAK I., FR CZEK M., PETR L., Geneza i wiek osadów doliny Czarnej Staszowskiej w rejonie Rytwian (Niecka Po aniecka). W: XXIII Konferencja Stratygrafia plejstocenu Polski. Plejstocen po udniowej cz ci pogranicza polskobia oruskiego. Bia a Podlaska Brest: 58.

177 Streszczenia posterów 175 SK AD PETROGRAFICZNY FRAKCJI WIROWEJ GLIN LODOWCOWYCH W WIERCENIU KI SZLACHECKIE (SMGP 738 LUBIE ) PETROGRAPHICAL COMPOSITION OF GRAVELS FROM TILLS IN KI SZLACHECKIE BOREHOLE (SMGP 738 LUBIE ) Ryszard ZABIELSKI 1 1 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4, ryszard.zabielski@pgi.gov.pl Badania litologiczno-petrograficzne osadów plejstoce skich wykonywane w ramach realizacji Szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1: (SmgP) stanowi samodzielne opracowanie dokumentacyjne. G ównym obiektem tych bada s gliny lodowcowe, a celem wydzielenie tzw. litotypów gliny lodowcowych, które z kolei s podstaw do ich korelacji oraz s pomocne w okre leniu pozycji chronostratygraficznej (Rzechowski, 1974, 1986; Metodyka, 1999). W profilu ki Szlacheckie, w ramach reambulacji arkusza SmgP 738 Lubie, nawiercono trzy pok ady glin lodowcowych (oznaczone symbolami: T1, T2, T3) o stosunkowo niewielkich mi szo ciach. Wyst puj one w górnej cz ci profilu do g boko ci 16.1 m i s rozdzielone piaskami gliniastymi oraz osadami piaszczysto-mu kowymi (fig. 1). Fig. 1. Pok ady glin lodowcowych oraz ich litotypy w profilu ki Szlacheckie (cz górna). O/K; K/W; A/B; Dp/Wp wska niki petrograficzne (O=Wp+Dp+Pp+ p; K=Kr+Qp; A=Wp+Dp+ p; B=Kr+Qp+Pp, gdzie: Kr ska y krystaliczne, Wp wapienie paleozoiczne, Dp dolomity paleozoiczne, Pp-piaskowce i kwarcyty paleozoiczne i starsze, p upki paleozoiczne, Qp kwarc z dezintegracji ska krystalicznych) Dla frakcji wirowej 5-10 mm, wyseparowanej z próbek pobranych z pok adów glin lodowcowych w 1 m interwa ach, zastosowano uproszczon analiz sk adu petrograficznego (wed ug metodyki PIG stosowanej dla SmgP; Metodyka 1999). Analiza pozwoli a na wydzielenie w obr bi analizowanych pok adów dwóch litotypów glin lodowcowych (oznaczone symbolami: L1, L2, fig. 1, tab. 1).

178 176 Streszczenia posterów Tab. 1. Propozycja podzia u glin lodowcowych w profilu ki Szlacheckie na litotypy Litotyp L2 L1 Profil (pok ad gliny) K-1 ki Szlacheckie (T3 cz górna) K-1 ki Szlacheckie (T1, T2, T3 cz dolna) diagnostyczne grupy petrograficzne Wp Dp Kr Wp Wska niki Petrograficzne O/K-K/W-A/B 1,50 0,73 1,25 1,00 1,17 0,78 Nazwa jako ciowa litotypu Litotyp wapiennodolomitowy Litotyp krystalicznowapienny Wydzielenia litotypów dokonano przede wszystkim na podstawie: superpozycji wydzielonych warstw litologicznych, a przede wszystkim pok adów glin lodowcowych, cech litologiczno-petrograficznych glin lodowcowych takich, jak: charakterystyka litofacjalna, sk ad petrograficzny frakcji wirowej tj. relacje mi dzy podstawowymi grupami petrograficznymi oraz wyliczone warto ci wska ników petrograficznych. Litotyp L1 obejmuje pok ady glin lodowcowych T1 i T2 oraz doln cz pok adu gliny lodowcowej T3 (próbki 8-12; próbka 13 zwietrza a nie uwzgl dniono w obliczeniach statystycznych). Litotyp ten charakteryzuje si przewag ska krystalicznych (Kr~40%) nad wapieniami paleozoicznymi (Wp~37%) przy umiarkowanej zawarto ci dolomitów (Dp~4%) oraz piaskowców (Pp~6%) i kwarcu (Qp~8%). Osady piaszczyste i mu kowe wyst puj ce na g boko ciach 14,6-13,6 m oraz 11,8-11,5 m, rozdzielaj ce pok ady glin T1 i T2 oraz T3, prawdopodobnie stanowi lokalne przewarstwienia w obr bie gliny lodowcowej. Litotyp L2 obejmuje górn cz pok adu gliny T3 (próbki 2-7). Wyst puje wyra na przewaga udzia u wapieni paleozoicznych (Wp~46%) nad ska ami krystalicznymi (Kr~33%). Zawarto dolomitów (Dp~7%) jest wyra nie podwy szona w stosunku do ni ej leg ego poziomu. Natomiast udzia piaskowców (Pp~4%) i kwarcu (Qp ~5%) jest ni szy. Z uwagi na niewielk mi szo pok adów glin lodowcowych w profilu ki Szlacheckie, jak równie brak analogicznych analiz w innych profilach na omawianym arkuszu, trudno jest wyci gn jednoznaczne wnioski odno nie rangi ró nic w sk adzie petrograficznym wirów wydzielonych litotypów. Czy reprezentuj one osady z dwóch nasuni rangi zlodowace, czy te pochodz z nasuni ni szej rangi (stadia u) tego samego zlodowacenia? Korelacja pok adów glin lodowcowych w profilu ki Szlacheckie z glinami lodowcowymi w profilach na s siednich arkuszach jest utrudniona, poniewa na wielu z nich jak np. w profilu Ko o (arkusz Sulejów SmgP 702, Cywicka 1987) wyniki bada s nieporównywalne, b d nie by y wykonywane w ogóle. Analiza porównawcza by a mo liwa dla pok adów glin lodowcowych na arkuszu SmgP 737 Gorzkowiec (Wo niak, Rogalska 1986). W profilach G-I (g boko : 0,3-19,0 m) i G-II (g boko : 1,0-11,5 m) wyst puj pok ady glin lodowcowych, które pod wzgl dem sk adu petrograficznego frakcji wirowej 5-10 mm wykazuj dwudzielno. Gliny lodowcowe zaliczone przez Wo niak i Rogalsk (1986) do poziomu litostratygraficznego III (stadia przedmaksymalny zlodowacenia rodkowopolskiego Wo niak, Rogalska 1986) mog by korelowane z litotypem L2 wydzielonym w profilu eki Szlacheckie (tab. 2). Korelacja taka zachodzi równie dla pok adów glin lodowcowych w profilach G-IV (g boko : 2,0 12,0 m) i GV (g boko : 18,0 24, m). Tab. 2. Propozycja korelacji litotypów glin lodowcowych w profilu ki Szlacheckie w rubrykach podano warto ci wska ników petrograficznych w nast puj cej kolejno ci: O/K-K/W-A/B (np. 0,62-1,81-0,52) Litotypy Smgp 738 Smgp 737 Gorzkowiece Litostratygrafia - litotypy glin Chronostratygrafia ki Szlacheckie poziom / profil G-I G-II G-III G-IV G-V Lisicki 2003 Czerwonak & Krzyszkowski 1994 SmgP 1: Mark s i in Warta Odra I zwietrza a T8 Górzno W2 / W1 II 0,62-1,81-0,52 0,80-1,43-0,69 T7 Mutowo L2 L1 1,50-0,73-1,25 1, ,78 III 1,38-0,82-1,16 1,61-0,68-1,49 1,47-0,77-1,13 1,55-0,69-1,30 O2 /O1 T6 Kopaszewko T5 Karolewo T4 Dopiewiec Odra Krzna

179 Streszczenia posterów 177 W skali regionalnej mo na pokusi si o korelacje wydzielonych w profilu ki Szlacheckie litotypów glin lodowcowych ze schematem zaproponowanym przez Czerwonk i Krzyszkowskiego (1994) dla obszaru Polski Zachodniej (dla rejonu Wielkopolski) i schematem Lisickiego (2003) dla Polski pó nocno-wschodniej (tab. 2). Prawdopodobnie litotyp L2 (g boko : 0,5-8,0m) odpowiada litotypom O1 lub O2 (litotypy Krzny; Lisicki, 2003) lub odpowiada glinie typu Kopaszewko i mo e by korelowany z nasuni ciem l dolodu zlodowacenia rodkowopolskiego zlodowacenie odry wed ug podzia u chronostratygraficznego obowi zuj cego dla arkuszy SmgP 1: (Instrukcja, 2004). W odniesieniu do podzia u stratygraficznego Plejstocenu Polski (Marks i in., 2016) glina litotypu L2 prawdopodobnie odpowiada zlodowaceniu krzny. Ni ej wydzielony w profilu ki Szlacheckie litotyp L1 (g boko : 8,0-16,1m) jest trudny do interpretacji, gdy pod wzgl dem litologicznym nie jest to zwarty i jednolity pok ad gliny lodowcowej, szczególnie w cz ci sp gowej. Wydzielony litotyp L1 mo e odpowiada glinie typu Dopiewiec i jako taki równie lokowa by si w grupie zlodowace rodkowopolskich. Na ostateczne okre lenie pozycji chronostratygraficznej glin lodowcowych w profilu ki Szlacheckie du y wp yw ma ogólna koncepcja budowy geologicznej i jej rozwoju zaproponowana przez autora arkusza Lubie (Sokalski, 2017). Literatura CYWICKA K., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50000, arkusz Sulejów (702). Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorz dowych. N.A.G. PIG-PIB, odzia wi tokrzyski. Nr inw CZERWONKA J., KRZYSZKOWSKI D., Pleistocene stratigraphy and till petrography of the Central Great Poland Lowland, western Poland. Folia Quaternaria 65: 5-71 INSTRUKCJA opracowania i wydania szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1: , Wydanie II uzupe nione. Ministerstwo rodowiska, Narodowy Fundusz Ochrony rodowiska i Gospodarki Wodnej. Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. LISICKI S., Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis y. Prace PIG 177. MARKS L., DZIER EK J., JANISZEWSKI R., KACZOROWSKI J., LINDNER L., MAJECKA A., MAKOS M., SZYMANEK M., TO OCZKO-PASEK A., WORONKO B., Quaternary stratigraphy and palaeogeography of Poland. Acta Geologica Polonica 66 (3): Metodyka opracowania szczegó owej mapy geologicznej Polski w skali 1: 50000, Pa stwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. RZECHOWSKI J., O litotypach glin zwa owych dolnego i rodkowego plejstocenu na Ni u Polskim. Zeszyty Naukowe UAM, Geografia 10: RZECHOWSKI J., Pleistocene till stratigraphy in Poland. Report of the IGSP project 24. Quarternary Science Reviews 5: SOKALSKI J., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50000, arkusz Lubie (728). N.A.G. PIG-PIB. WO NIAK E., ROGALSKA M., Szczegó owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50000, arkusz Gorzkowice (737). Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorz dowych. N.A.G. PIG- PIB odzia wi tokrzyski.

180 SESJA TERENOWA SESJA TERENOWA A PLEJSTOCEN DOLINY (PADO U) KIELECKO AGOWSKIEJ PLEISTOCENE OF THE KIELCE AGÓW VALLEY Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, malgorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl Dolina (Padó ) Kielecko- agowska to wyd u one obni enie o kierunku osi z NW na SE. Od pó nocy jest ona ograniczona wzniesieniami Pasma G ównego Gór wi tokrzyskich, tj. Mas owskiego, ysogórskiego i Jeleniowskiego, a od po udnia przez ci g pasm Brzechowskiego, Or owi skiego i Wygie zowskiego, które zbudowane s g ównie z piaskowców i upków kambru. Dno obni enia buduj przede wszystkim ska y dewonu i karbonu, przemiennie wyst puj cych kompleksów ska klastycznych ( upków, mu owców, piaskowców) i w glanowych (wapieni i dolomitów). Obni enie to jest zlokalizowane w obr bie synklinorium kielecko- agowskiego regionu kieleckiego strefy tektoniczno-facjalnej trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich (Czarnocki, 1919; Znosko, 1962). W podziale wg Konona (2008) nale y do kieleckiej strefy fa dów (Kielce Fold Zone), jej pó nocnej strefy (I), która sk ada si z trzech blokowych domen I a- c. Strefa I jest ograniczona od pó nocy uskokiem wi tokrzyskim, a od po udnia uskokami Niewachlowa, Bielin Kapitulnych i Janczyc. Charakteryzuje si wyst powaniem licznych struktur fa dowych niewielkiej skali, poci tych licznymi uskokami pod u nymi i poprzecznymi, np. Ozi b owa, Por bek, agowa-micha owa, które wraz ze stref uskokow Mójczy wyznaczaj granice wyró nionych bloków. Wed ug Kowalskiego (1995, 2002) mobilno tektoniczna tego obni enia jest wci ywa, czego dowodz zdaniem autora wspó czesne przejawy odkszta ce tektonicznych i zwi zana z nimi przebudowa sieci rzecznej, warunkowana obecno ci w z ów geodynamicznych. Geneza tego obni enia jest dyskusyjna, najcz ciej w literaturze regionalnej przyjmuje si, e powsta a w efekcie denudacyjno-erozyjnego cyklu morfogenetycznego (Lencewicz, 1934; Klimaszewski, 1958; Klatka, 1964; Rad owska, 1967; Gilewska, 1991). Natomiast Kowalski (1993, 2002) uwa a, e powsta a na drodze tektonicznej, a nie jak do tej pory przyjmowano erozyjno-denudacyjnej. Proces jej tektonicznego wyodr bniania rozpocz si w neogenie a wi c po okresie paleoge skiej planacji wskutek undacyjno-blokowego wginania skonsolidowanego

181 Sesja terenowa 179 w paleozoicznym cyklu diastroficznym synklinorium kielecko- agowskiego wzgl dem granicznych jednostek antyklinalnych (Kowalski, 1993, s. 53). Fig. 1. Dolina (Padó ) Kielecko- agowska na tle jednostek i stref tektoniczno-facjalnych (Czarnocki, 1919; Znosko, 1962; Konon, 2008) oraz morfologicznych (Wróblewski, 1977) trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich Ludwikowska-K dzia (2012, 2016, w druku) sugeruje nieprzecenianie roli tektoniki i podkre la w jej rozwoju, równie istotny aspekt uwarunkowa klimatycznych oraz litologicznostrukturalnych, tj. przemiennego wyst powania obszarów zbudowanych z kompleksu ska klastycznych i w glanowych. Budowa ta predysponuje obszar do rozwoju mozaikowego stylu rze by w dnie tego obni enia. Przejawia si on wspó wyst powaniem form krasowych (np. obszar okolic agowa, Górna, Cedzyny), jako efektu rozwoju rze by krasu kontaktowego i jego odmiany krasu pasowego (stripe karst Lauritzen, 2001), z twardzielcowymi osta cami i pasmami wzniesie za o onymi na ska ach klastycznych (np. Pasmo Bieli skie, Górki Nap kowskie). Ponadto, warto historyczn nale y przyzna przyjmowaniu powierzchni zrówna jako podstawowego elementu rze by przedczwartorz dowej Gór wi tokrzyskich (Klimaszewski, 1958; Rad owska, 1967), szczególnie w przypadku formowania ich w obszarach o zró nicowanej odporno ci, a deformowanych w trakcie ruchów orogenicznych (por. Migo, 1998; Zuchiewicz, 2010). Mi szo osadów czwartorz dowych w dnie Doliny (Pado u) Kielecko- agowskiej jest zmienna 0-60 m, warunkowana cechami kopalnych elementów rze by ich bezpo redniego pod o a. Podstawy litostratygrafii plejstocenu dla okolic Kielc i syntetyczne uj cie zagadnienia dla zachodniej cz ci Gór wi tokrzyskich opracowa Czarnocki (1927, 1931). Pokryw osadów czwartorz dowych podzieli na t wyst puj c powy ej i poni ej wysoko ci 300 m n.p.m., podkre laj c odmienno wykszta cenia osadów plejstocenu facji dolinnej i wy ynnej (Czarnocki, 1950). yczewska (1972) w syntezie czwartorz du regionu wi tokrzyskiego zastosowa a starsz wersj profilu litostratygraficznego Czarnockiego (1927), podkre laj c jego wi ksz szczegó owo. Jednak autorka wyra a do jednoznacznie pogl d na temat faktycznego stanu udokumentowania przyjmowanych rozwi za stratygraficznych w Górach wi tokrzyskich, a mianowicie: Zagadnienie zlodowacenia rodkowopolskiego jest to najbardziej dyskusyjne zagadnienie na obszarze Gór wi tokrzyskich. Pomimo, e w niniejszym opracowaniu przyj to

182 180 Sesja terenowa dla centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich jedno zlodowacenie, tj. krakowskie, w dwóch albo w trzech stadia ach, to jednak nie zosta o to udokumentowane i nadal wiek osadów lodowcowych w Górach wi tokrzyskich pozostaje zagadnieniem otwartym ( yczewska, 1972, s. 64). Podstawowym ród em informacji w zakresie litostratygrafii osadów czwartorz dowych po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich s niew tpliwie materia y kartografii geologicznej, tj. arkusze Szczegó owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1: wraz z tekstami obja nie. W granicach sesji terenowej s to arkusze map wraz z obja nieniami: Kielce (Filonowicz, 1973, 1976), Bodzentyn (Filonowicz, 1962, 1969), Morawica (Filonowicz, 1965, 1968), Daleszyce (Filonowicz, 1974, 1976), Nowa S upia (1963a, 1963b) i agów (Walczowski, 1964, 1968). Prezentowane w tych opracowaniach pogl dy nawi zuj do nieaktualnych ju podzia ów stratygraficznych plejstocenu. Istotnym g osem w dyskusji na temat wieku osadów glacjalnych w regionie, by o wydanie arkusza Kielce (A, B) Mapy Geologicznej Polski w skali 1: wraz z tekstem obja nie (Filonowicz, 1980). Filonowicz (1980) przyjmuje w nich dalszy na po udnie zasi g zlodowacenia rodkowopolskiego. Fakt ten skomplikowa jednak interpretacj pozycji stratygraficznej osadów czwartorz dowych, tym bardziej, e jednostki interglacjalne, uznawane za punkt odniesienia dla poziomów glin zwa owych, by y udokumentowane g ównie przez osady jaskiniowe (np. G azek i in., 1976; Kowalski, 1989; Urban w tym opracowaniu). Pogl dy zawarte w regionalnych materia ach kartografii geologicznej oraz w opracowaniach towarzysz cych realizacji map geologicznych, utrwali y dyskusyjne rozwi zania w zakresie litologii, genezy i wieku osadów czwartorz dowych po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich. Szczególnie odczuwalny jest brak modelu glacjacji Gór wi tokrzyskich, zw aszcza jej cz ci po udniowej. W literaturze regionalnej przyjmuje si wkraczanie lodu lodowcowego od po udnia i po udniowego wschodu (np. Czarnocki, 1931; Ró ycki, 1972; Lindner, 1974; G azek i in., 1976), czego dowodzi ma obecno w diamiktonach glacjalnych utworów sarmatu detrytycznego, wyst puj cych na po udniu Gór wi tokrzyskich. Jednak warto podkre li, e obecno w diamiktonach materia u mioce skiego np. w rejonie M chocic Kapitulnych (Ludwikowska-K dzia i in., 2011) mo e równie pochodzi z pó nocnego-wschodu i wschodu, z rejonu Opatowa (Czarniecka, 2011). Liszkowski (1976) przedstawia mo liwo innego przebiegu glacjacji Gór wi tokrzyskich, potwierdzaj cego istnienie oazy ródlodowej w centrum gór. Kowalski (1989) z kolei, wskazuje na dogodne warunki do transfluencji lodu z Doliny Wilkowskiej do Doliny Kielecko- agowskiej oraz przekszta cenia w ób lodowcowy prze omowego odcinka Lubrzanki przez Pasmo G ówne Gór wi tokrzyskich. W sytuacji nierozwi zanych, a kluczowych zagadnie paleogeografii czwartorz du Gór wi tokrzyskich, jest uzasadnione prowadzenie bada weryfikuj cych i uszczegó awiaj cych dotychczasowe ustalenia w zakresie litologii, genezy oraz wieku osadów czwartorz dowych wyst puj cych w Górach wi tokrzyskich. Wa ne, aby w badaniach tych uwzgl dnia relacj osadów do elementów rze by pod o a podczwartorz dowego, rze by powierzchniowej oraz uk adu jednostek morfostrukturalnych Gór wi tokrzyskich.

183 Sesja terenowa 181 Stanowisko (Stop) 1-2. HUTA STARA KOSZARY PERYGLACJALNE WARUNKI SEDYMENTACJI I LITOSTRATYGRAFIA OSADÓW PLEJSTOCE SKICH W REJONIE HUTY STAREJ I KOSZAR K. BIELIN (NE STOKI PASMA BIELI SKIEGO DOLINA GÓRNEJ BELNIANKI) PERIGLACIAL CONDITIONS FOR SEDIMENTATION AND LITOSTRATYGRAPHY OF PLEISTOCENE DEPOSITS IN THE HUTA STARA AND KOSZARY AREA NEAR BIELINY (NE SLOPES OF THE BIELI SKIE RANGE THE UPPER BELNIANKA RIVER VALLEY) Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1, Ma gorzata WIATRAK 2, Grzegorz WA EK 1 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, malgorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl, grzegorz.walek@ujk.edu.pl 2 Katedra In ynierii Komunikacyjnej, Wydzia Budownictwa i Architektury, Politechnika wi tokrzyska, Kielce, al. Tysi clecia Pa stwa Polskiego 7, mwiatrak@tu.kielce.pl Stanowiska 1-2. HUTA (STARA) KOSZARY KOSZARY Dotychczasowe badania zapisu rodowiska peryglacjalnego w Górach wi tokrzyskich skupia y si g ównie na dwóch zagadnieniach, tj. wieku i genezie go oborzy ysogórskich oraz lessów (np. ozi ski, 1909; Czarnocki, 1931; yczewska, 1971; Klatka, 1962; Jersak, 1973; Lindner, 1984, 1999; Ja kowski i in., 2002), w nieznacznym tylko zakresie po wi cano uwag procesom i formom denudacyjnym (np. Sad owska, 1955; yczewska, 1971; Kowalski, 1978; Kowalski, Ja kowski, 1986; Barcicki i in., 1992; So tysik, 1996; Lindner, Bogucki, 2002). Szczególnie ma o miejsca zajmuj badania cech teksturalnych i strukturalnych osadów stokowych oraz ustalenia ich wieku i genezy. Fakt ten utrudnia badania paleogeograficzne w regionie i prowadzi cz sto do niejasnych interpretacji przebiegu z o onych procesów morfogenetycznych jakie zachodzi y w warunkach klimatu zimnego, np. nadbudowywania przez deluwia den dolin rzecznych i fa szowanie tym samym faktycznej agradacji fluwialnej oraz klasyfikacji teras rzecznych (np. Klatkowa, 1955; Wachecka-Kotkowska, Ludwikowska-K dzia, 2007). Wydaje si wi c, e ten typ osadów powinien by poddany szczegó owym badaniom sedymentologicznym i stratygraficzym. Lokalizacja stanowisk i cel bada Stanowiska Huta (Stara) Koszary i Koszary s zlokalizowane w marginalnej strefie Doliny Kielecko- agowskiej, w obr bie obni enia pomi dzy Pasmem ysogórskim a Bieli skim (fig. 1), zaj tego przez dolin górnej Belnianki-Hutki. Charakterystyczn cech rze by obu pasm wzniesie s poziomy sp aszcze stokowych. Stanowisko 1 Huta Stara jest usytuowane w obr bie sp aszczenia podstokowego NE stoków Pasma Bieli skiego, wznosz cego si w przedziale wysoko ci m n.p.m., tj. ok m ponad holoce skie dno dolin Belnianki i Hutki (fig. 2B). Natomiast stanowisko 2 Koszary jest usytuowane w obr bie kraw dzi erozyjno-denudacyjnej najni szego poziomu sp aszcze podstokowych NE stoków Pasma Bieli skiego, o wysoko ci m n.p.m. (3-10

184 182 Sesja terenowa m), równoleg ej do osi doliny, a uformowanej na granicy z holoce skim dnem doliny górnej Belnianki-Hutki (fig. 2A). Przebieg kraw dzi nawi zuje do uk adu uskoków w pod o u (fig. 3). Filonowicz (1962, 1969) interpretuje sp aszczenia w rejonie bada jako fragmenty erozyjnych teras plejstoce skich doliny górnej Belnianki, a osadom przypisuje fluwialn genez i rodkowopolski wiek, zgodnie z obowi zuj cymi ustaleniami paleogeograficznymi lat 70-tych (por. yczewska, 1971). Fig. 2. Szkic geomorfologiczny rodkowej cz ci doliny górnej Belnianki-Hutki (A) (Ludwikowska- K dzia, Olszak, 2009, zmienione) wraz z poprzecznymi przekrojami geologicznymi przez stref sp aszcze podstokowych (B) Badania w obszarze skupia y si na ustaleniu uwarunkowa i cech rodowiska sedymentacyjnego osadów, okre leniu ich genezy i wieku (Ludwikowska-K dzia, 2007; Olszak, Ludwikowska-K dzia, 2007; Ludwikowska-K dzia, Olszak, 2008, 2009; Wiatrak, 2011; Pawelec, Ludwikowska-K dzia, 2016). Podstaw opracowania by y cechy makrostrukturalne osadów oraz wybrane cechy teksturalne, tj. sk ad minera ów ci kich oraz stopie obróbki ziaren kwarcu, poszerzone o analizy mikrostrukturalne (Pawelec, Ludwikowska-K dzia, 2016). Uszczegó owienie interpretacji publikowanych wyników sta o si mo liwe w zwi zku dokumentacj kolejnych ods oni w obszarze bada (Ludwikowska-K dzia, materia y niepublikowane) oraz badaniami osadów glacjalnych w rejonie M chocic (Ludwikowska-K dzia, Pawelec, 2011, 2014) i Górek Nap kowskich (Ludwikowska-K dzia i in., 2015a) oraz analiz rze by w oparciu o NMT. Budowa geologiczna i rze ba obni enia górnej Belnianki-Hutki Obszar mi dzy Bielinami Poduchownymi a Hut Star znajduje si w strefie kontaktu antykliny ysogórskiej (Czarnocki, 1950) z synklinorium kielecko- agowskim (Znosko, 1962) wzd u uskoku wi tokrzyskiego. Pod o e paleozoiczne osadów czwartorz du w tym rejonie buduj ska y klastyczne kambru (oddzia u 3.) i dewonu dolnego (emsu) oraz ska y w glanowe dewonu rodkowego (eiflu lub eiflu- ywetu) (fig. 3) (Filonowicz, 1962, 1963, 1974, 1980; Walczowski, 1964; Romanek, Z onkiewicz, 1992).

185 Sesja terenowa 183 Profil oddzia u 3. kambru tworz upki, i y, piaskowce, szarog azy i i owce. W ich pod o u, na podstawie bada geofizycznych, wydzielono upki, szarog azy, i owce z przewarstwieniami piaskowców kwarcowych i kwarcytowych oraz mu owców kwarcowo-muskowitowych (Tracz, 1985). Ska y kambru wyst puj na pó noc od uskoku wi tokrzyskiego, maj zmienne k ty upadu, bior udzia w budowie antykliny ysogórskiej, tworz c w jej obr bie tak e struktury ni szej rangi (np. synklin Koszar, fa d Huty Starej) (Kowalczewski, 1986). Przeci te s pod u nym uskokiem huckim (Tracz, 1985). Fig. 3. Szkic tektoniczny obszaru mi dzy Bielinami Poduchownymi a Hut Star Koszary wg Tracz (1985, 1989), Kowalczewski (1986) W profilu osadów dewonu dolnego (emsu) dominuj piaskowce, przewa nie kwarcytowe, ze zmiennym udzia em wk adek i owców, mu owców, upków i zlepie ców (Filonowicz, 1962, 1963, 1974, 1980; Tracz, 1985; Ru kiewicz, 1960). Ska y emsu wyst puj w po udniowej cz ci obszaru, która znajduje si w strefie przegubowej antykliny bieli skiej (Czarnocki, 1924). Antyklina jest asymetryczna, pochylona ku po udniowi, o osi zanurzaj cej si w kierunku pó nocnego zachodu. Centraln cz obszaru buduj ska y dewonu rodkowego, eiflu (Filonowicz, 1980) lub eiflu- ywetu (Filonowicz, 1962, 1963; Tracz, 1985, 1989, Kowalczewski 1986) reprezentowane przez dolomity krystaliczne (So tysik, 1988) oraz wapienie. Tworz j dro synkliny Bartoszowin (Czarnocki, 1948, 1950). Kontakt synkliny z s siaduj cymi fa dami jest tektoniczny: z antyklin ysogórsk wzd u uskoku wi tokrzyskiego, z antyklin bieli sk wzd u uskoku Belnianki (Tracz, 1985, 1989). Zrzutowy charakter tych uskoków nadaje tej cz ci obszaru cechy rowu tektonicznego, którego szeroko nawi zuje do miejsc elewacji i depresji transwersalnych (Kowalczewski, 1963, 1986). Opisane struktury przeci te s uskokami poprzecznymi (Tracz, 1985, 1989). Wzd u nich wyd wigni ta zosta a wschodnia cz rowu tektonicznego Belnianki. Najwi kszym zró nicowaniem hipsometrycznym charakteryzuje si pod o e w strefie wyst powania utworów w glanowych. Udokumentowane tam obni enia (nawet o g boko ci do ok. 54 m) maj genez krasow i fluwiokrasow. Takie cechy tektoniczne obszaru warunkowa y z pewno ci organizacj systemu strumieni i ma ych rzek, odwadniaj cych po udniowe stoki ysogór oraz NE stoki Pasma Bieli skiego.

186 184 Sesja terenowa STANOWISKO 1. HUTA (STARA) KOSZARY Litologia Na stanowisku Huta Stara sp aszczenia podstokowe Pasma Bieli skiego buduj dwa kompleksy osadów: S dolny, piaszczysty i gruzowo- piaszczysty (fig. 4A-E, F) oraz F górny, sk adaj cy si z diamiktonów o pylasto-ilastym, pylasto-piaszczystym matriks i szkielecie ziarnowym z ró n zawarto ci ostrokraw dzistych klastów, lokalnie rozdzielonych seri piasków pylastych (fig. 4A-E, G, J). Fig. 4. Logi sedymentologiczne osadów w rejonie Huty Koszary (wg Ludwikowska-K dzia, Olszak, 2009; Ludwikowska-K dzia, 2013) (A-E) oraz serie osadów: S z licznymi uskokami (F), F debryty w formie zwartej pokrywy, z piaszczystymi klastami (G) oraz w formie skanalizowanej (H); drobnoziarnista warstwa osadów pod cielaj cych sp yw (I); struktury dehydratacyjne i kriogeniczne w serii osadów eolicznych (J) Kompleks dolny S jest reprezentowany przez serie S1 i S2. Seria S1 sk ada si g ównie z piasków (Sh, Sl, Sm), o taflowym pokroju awic, rytmicznym nast pstwie litofacji. Seria S2 gruzowo-piaszczysta (GSm, SGm, Sm) jest zbudowana wy cznie z ostrokraw dzistych fragmentów materia u lokalnego. Na granicach warstw osadów, szczególnie piasków, widoczne s kilkumilimetrowe laminy py ów, podkre lane przez ci g e poziomy wytr ce elazistych (lamelle), typowe dla osadów deluwialnych (Stochlak, 1976, 1978). Osady s zdeformowane systemem uskoków ma ej skali, lokalnie, w strefach zlokalizowanych bli ej stoków Pasma Bieli skiego,

187 Sesja terenowa 185 widoczne s w osadzie struktury kwiatowe. Ponadto wyst puj struktury ucieczkowe, a tak e kriogeniczne (fig. 4F). Kompleks górny F to kilka generacji debrytów gruzowo-py owo-piaszczystych (GDm, FSm, FGm Ds?, Dm?), osadów sp ywów kohezyjnych, miejscami przep ywów przeci onych osadem, lokalnie z klastami piaszczystymi. Debryty wyst puj w formie j zorów (lobów, lokalnie po czonych i tworz cych zwart pokryw diamiktonow ) (fig. 4G), tak e w formie skanalizowanej (fig. 4H). Loby sp ywów charakteryzuj si ukierunkowaniem osi d u szych klastów zgodnie z kierunkiem transportu, miejscami z nagromadzeniem klastów na froncie sp ywu. W sp gu debrytu widoczna jest warstwa drobnoziarnistego osadu mu ków piaszczystych (Fm) buduj cego stop sp ywu (fig. 4I). Równie charakterystyczne jest nadbudowanie powierzchni debrytów piaskami pylastymi (Sh, Sm), pochodz cymi z zalewów warstwowych (jako efekt ucieczki wód porowych podczas unieruchamiania sp ywu). Piaski te, z wyra nymi strukturami kriogenicznymi, dehydratacyjnymi, s miejscami podes ane poziomem bruku eolicznego (fig. 4J) Skanalizowany typ sp ywu wi za nale y najprawdopodobniej z wykorzystaniem formy erozyjnej odziedziczonej po przep ywach hydraulicznych (prawdopodobnie tak e po strukturach kriogenicznych). Równie prawdopodobne wydaje si przej cie od przep ywu hydraulicznego przeci onego osadem, który eroduj c pod o e wzbogaca si w materia, dzi ki czemu wzrasta koncentracja transportowanego osadu i przep yw przekszta ca si w sp yw. W obu kompleksach osadów wyst puj wy cznie ska y lokalnych zwietrzelin. Depozycja osadów kompleksu S odbywa a si z zawiesiny, w warunkach nadkrytycznych górnego p askiego i/lub w efekcie hydraulicznych przep ywów przeci onych osadem (Zieli ski, Van Loon, 1996). Seria ta jest interpretowana jako osad intensywnych (czasem gwa townych) p ytkich przep ywów (zalewów warstwowych) (Zieli ski, 1997, 2014). Reprezentuje rodowisko sto ków nap ywowych i/lub aluwiów koryt roztokowych funkcjonuj cych w dnie obni enia. S to osady zarówno transportu pod u nego, odbywaj cego si wzd u osi obni enia, jak i poprzecznej dostawy od strony stoków Pasma Bieli skiego. Procesy te zachodzi y w warunkach klimatu zimnego, o czym wiadcz m.in. mniejszej skali synsedymentacyjne struktury kriogeniczne, poziomy elaziste oraz deformacje kruche. Wspó wyst powanie i nast pstwo w profilu serii osadów kompleksu F wskazuje na rodowisko formowania u podstawy Pasma Bieli skiego sto ka sp ywowego, gdzie sp ywy osadów zachodz przemiennie z zalewami warstwowymi oraz depozycj eoliczn (Blair, McPherson, 1994; Zieli ski, 2014). Z czasem sto ek sp ywowy zostaje przekszta cany przez procesy erozyjnodenudacyjne, sp ukiwanie, z ko cow faz skanalizowania (uformowaniem koryta cieku). Spe nione s lokalne warunki powstawania tego typu sto ków sp ywowych (Welsh, Davies, 2011), tj. strome stoki, niewielka zlewnia, z aktywnymi procesami erozyjnymi generowanymi prawdopodobn tektoniczn aktywno ci obszaru oraz intensywne opady deszczu, roztopy i/lub warunki peryglacjalne. Woda w przestrzeniach porowych pochodzi mo e z tajania niegu i lodu gruntowego, co wydaje si by wystarczaj ce do uruchomienia sp ywu. Miejsce inicjacji procesów, zag bienie w obr bie powierzchni skalnego stoku Pasma Bieli skiego jest widoczne na profilach geofizycznych (Tracz, 1985) oraz na NMT. Inicjalnymi formami dla rozwoju sto ków sp ywowych s nagromadzone u podstawy stoków Pasma Bieli skiego mi sze serie koluwiów (rumosz piaskowców z piaskiem i py em), w formie niewielkich sto ków (fig. 2B). Sto ki te zosta y przemodelowane przez sp ywy, których osady s reprezentowane przez debryty gruzowo-pylasto-piaszczyste oraz piaszczyste osady zalewów warstwowych. Z czasem mia o miejsce o ywienie procesów fluwialnych i formowanie sto ków nap ywowych. Etap formowania sto ka sp ywowego nale y czy z warunkami klimatu zimnego suchego, natomiast rozprowadzanie osadów odbywa o si ju w warunkach funkcjonowania wód powierzchniowych (sp ukiwania, fluwialnych). Skanalizowanie sto ka sp ywowego ko czy etap jego rozwoju, a rozpoczyna etap formowania sto ka nap ywowego (Blair, McPherson, 1994).

188 186 Sesja terenowa Lokalna aktywno tektoniczna, g ównie warunki ekstencji, s abiej kompresja (Blair, McPherson, 1994), której istnienie jest bardzo prawdopodobne w strefie rowu tektonicznego Belnianki-Hutki, mog a sprzyja powstaniu i ewolucji sto ka sp ywowego. Cechy teksturalne i wiek osadów implikacje morfogenetyczne i paleogeograficzne Analiza wybranych cech teksturalnych osadów buduj cych sp aszczenia podstokowe Pasma Bieli skiego, pozwoli a na ustalenie lokalnego ród a pochodzenia materia u analizowanych kompleksów osadów oraz potwierdzi a warunki klimatyczne i rodowiskowe ich depozycji: (1) w spektrum minera ów ci kich przezroczystych kompleksu S i F dominuje grupa minera ów odpornych, o uk adzie wiod cych minera ów cyrkon, cyrkon>granaty (Ludwikowska- K dzia, 2007, 2013). Zaznacza si w osadach du y udzia staurolitu, epidotów, a podrz dnie wyst puje turmalin, andaluzyt oraz kyanit. Udzia pozosta ych minera ów ci kich, tj. sylimanitu, rutylu, amfiboli i piroksenów jest niewielki. Nie stwierdzono wyst powania minera ów z grupy mik. Natomiast du y jest udzia minera ów nieprze roczystych. Istotne, e ziarna minera ów odpornych s w wi kszo ci obtoczone, a granaty maj powierzchnie skorodowane, z charakterystycznymi w erami, powsta ymi podczas wietrzenia chemicznego. Warto ci wska nika wietrzeniowego (Racinowski, Rzechowski, 1969) obliczonego dla badanych osadów s niskie, tj (2) w osadzie zaznacza si przewaga ziaren matowych okr g ych typu RM (42,30-60,35%), przy du ym udziale ziaren po rednich, co dowodzi obróbki eolicznej osadów i/lub ich niszczenia w warunkach intensywnego wietrzenia chemicznego (Ludwikowska-K dzia, 2007). Ustalenia chronostratygraficzne koreluj z interpretacj makrostrukturaln oraz wybranych cech teksturalnych osadów (Ludwikowska-K dzia, Olszak, 2009) (fig. 4A-E). Wiek TL kompleksu S mie ci si w przedziale dat 184,7-164,6 ka (z postarzeniem w strefach nagromadzenia ska lokalnych). Depozycja osadów przypada na zlodowacenie odra (MIS 6) (podzia klimatostratygraficzny kompleksu rodkowopolskiego wg Lindner, Marks, 2012). Zgodnie z obowi zuj cymi ustaleniami w paleogeografii czwartorz du regionu wi tokrzyskiego (Lindner 1984, 2004) jest to okres panowania warunków peryglacjalnych w Górach wi tokrzyskich. Jednak udokumentowanie osadów glacjalnych zlodowacenia odra w dnie Doliny Kielecko- agowskiej w rejonie pobliskiego Nap kowa (Ludwikowska-K dzia i in., 2015), ale tak e M chocic (Ludwikowska-K dzia i in., 2014), zmienia nasze wyobra enie o warunkach towarzysz cych depozycji serii S. Odbywa a si ona w krótkim czasie, najprawdopodobniej wskutek zatamowania strefy obni enia górnej Belnianki - Hutki przez narastaj cy w dnie Doliny Kielecko- agowskiej lód lodowcowy. By y to wi c warunki peryglacjalne, ale w bezpo rednim s siedztwie lodu lodowcowego, prawdopodobnie z okresow ingerencj wód lodowcowych w stref obni enia, niewykluczone, e transfluencyjnego przelewania si lodu przez Pasmo Bieli skie. Uruchamiany móg by wówczas lokalny materia zwietrzelinowy (autochtoniczny), silnie przekszta cony w warunkach peryglacjalnych, poddawany wietrzeniu chemicznemu, mechanicznemu i procesom eolicznym. Materia em ród owym dla osadów sp aszcze podstokowych by y lokalne zwietrzeliny piaskowców i upków buduj cych Pasmo Bieli skie, odziedziczone po etapie paleoge skoneoge skiej morfogenezy Gór wi tokrzyskich. Wydaje si wi c, e udokumentowany scenariusz zdarze pozwala na zrozumienie warunków i mechanizmu formowania wysokiego, fluwioperyglacjalnego, rodkowopolskiego poziomu zasypania dolinnego wg yczewskiej (1971). Wiek depozycji serii F, debrytów i towarzysz cej im litofacji piasków, ustalono na rodkowy plenivistulian (MIS 4 i MIS 3). Seria ta równie dokumentuje warunki peryglacjalne, ale w wariancie braku lodu lodowcowego w bezpo rednim s siedztwie Gór wi tokrzyskich. Rozwój zjawisk peryglacjalnych korelowa nale y z wydzielonymi przez Lindnera i Boguckiego, 2002, fazami C i B rozwoju pokryw peryglacjalnych w Górach wi tokrzyskich. Uruchamiany by wówczas tak e less vistulia ski oraz wci obecna pokrywa gruzowo-piaszczysta i piaszczysta, odziedziczona po zasypaniu z okresu zlodowacenia odra.

189 Sesja terenowa 187 STANOWISKO 2. KOSZARY Litologia W ods oni ciu Koszary wyró niono dwie serie diamiktonów: diamikton 1 (IL dolny) i diamikton 2 (V3b górny) oraz trzy serie piasków: K, V1 i V2 (fig. 5) (Ludwikowska-K dzia, Olszak, 2008). Najni ej w profilu osadów zalega seria K, piasków masywnych (Sm), z soczewkami rumoszu silnie zwietrza ych piaskowców (GSm, SGm) (fig. 5A, B-1). Widoczne s miejscami w osadach kruche deformacje typu sp ka, uskoków oraz struktury kriogeniczne. Pierwotna struktura osadu uleg a zatarciu wskutek obecno ci zmarzliny. Dodatkowym impulsem przekszta cenia i deformacji osadów tej serii by a depozycja nadleg ego diamiktonu 1 (seria IL), który powsta w efekcie p ytkiego osuwiska blokowego, typu active layer detachment (por. Harris, Lewkowicz, 1993) (fig. 5B-2). Rozwin o si ono w stropie zmarzliny. Dowodem jego obecno ci jest szereg oddzielnych pakietów osadów, zorientowanych zgodnie z nachyleniem stoku oraz wspó wyst powanie mikrostruktur (Pawelec, Ludwikowska-K dzia, 2016). Powierzchnia osuwiska podlega a pó niejszym przeobra eniom przez sp ukiwanie i osiadanie, o czym wiadcz pakiety laminowanych, zdeformowanych serii i owo-piaszczystych. W osadach znajdujemy równie redeponowany osad, przekszta cony na drodze procesów pedogenicznych. Seri diamiktonu 1 (IL) rozcina y struktury kriogeniczne typu y lodowych, si gaj ce na g boko ok. 0,5-1 m w osady serii IL i K. Kontakt warstwy diamiktonu z nadleg seri piasków, jest erozyjny i/lub deflacyjny, podkre lony nagromadzeniem dobrze obtoczonych wirów. Seria V-1 jest reprezentowana przez piaski warstwowane horyzontalnie (Sh), miejscami o strukturze masywnej (Sm) (fig. 5A, B-3). W górnej cz ci osady s zdeformowane licznymi uskokami i strukturami kriogenicznymi ma ej skali, co zadecydowa o o wydzieleniu serii V2 (fig. 5A, B-4). Charakterystyczn cech tych osadów jest powszechne wyst pownie lamelli (wst g iluwialnych zwanych tak e pseudofibrami) (por. Prusinkiewicz i in., 1998; Bockheim, Hartemink, 2013). Osady serii V1b i V2 s interpretowane jako osady sto ków nap ywowych, tworzonych w warunkach narastaj cego och odzenia. Seri piaszczyst V-1 przykrywa diamikton 2 (V3), który nosi cechy osadu powsta ego wskutek przep ywu przeci onego osadem, z zapisem transportu fragmentów bry /klastów piaszczystych, a miejscami przep ywu zawiesinowego. Wype nia on lokalnie asymetryczne formy rozci erozyjnych (o g boko 0,8-1,2 m, si gaj cych stropu warstwy diamiktonu IL), w których widoczne by y tak e pakiety piasków i py ów piaszczystych, pochodz cym z obrywów i sp ywów zachodz cych w obr bie tej formy (fig. 5B-4). S to prawdopodobnie osady katastrofalnych sp ywów i sp ukiwania warunkowanych opadami, topnieniem niegu, a inicjowanych na stokach Pasma Bieli skiego. Cechy teksturalne i wiek osadów implikacje morfogenetyczne i paleogeograficzne Oznaczenia sk adu minera ów ci kich analizowanych serii osadów wykaza y, e w starszym z nich (K, IL) dominuje zespó minera ów odpornych, g ównie cyrkon, staurolit, ale tak e granaty, przy braku minera ów ma o odpornych: amfiboli, piroksenów i biotytu (Ludwikowska-K dzia, 2013), co czyni go podobnym do kompleksu osadów w stanowisku Huta Stara, górnej cz ci sp aszcze podstokowych, deponowanych w okresie zlodowacenia odra. Natomiast w nadleg ym kompleksie osadów (V1-V3), przy stale dominuj cej grupie minera ów odpornych, zaznacza si wyst powanie mik i du y udzia granatów. Osady obu kompleksów charakteryzuj si przewag ziaren kwarcu typu RM oraz wysokim udzia em ziaren po rednich, przy braku C i NU. Chronostratygrafia osadów ustalona na podstawie datowa TL (Ludwikowska-K dzia, Olszak, 2008; Olszak, Ludwikowska-K dzia, 2008) pozwala na wyró nienie dwóch ró nowiekowych kompleksów osadów:

190 188 Sesja terenowa Fig. 5. Log sedymentologiczny osadów w ods oni ciu Koszary (wg Pawelec, Ludwikowska-K dzia, 2016) wraz z lokalizacj poboru próbek do analiz minera ów ci kich (Ludwikowska-K dzia, 2013) (A) oraz dokumentacja fotograficzna wydzielonych serii osadów (wg Ludwikowska-K dzia, Olszak, 2008) (B): seria V3b diamikton I, plenivistulia ski widoczny w erozyjno-denudacyjnej formie, rozcinaj cej osady serii V2 (piasków zdeformowanych) (a); seria V1, piasków horyzontalnie warstwowanych z lamellami (b); seria K, piasków masywnych ze awicami ostrokraw dzistego rumoszu i widocznymi strukturami kriogenicznymi (c); seria IL, osadów osuwiska, przekszta conego przez sp ukiwanie (d)

191 Sesja terenowa 189 I. rodkowopolski, do którego nale osady serii K i IL (diamiktonu 1) uzyskane daty TL w przedziale ka lokuj depozycj osadów w okresie zlodowacenia krzna i interglacja u lubawskiego (MIS 8-7) (por. Lindner 2004, 2005; Lindner, Marks 2012). Diamikton 1 dokumentuje etap D rozwoju peryglacjalnych procesów i pokryw kongeliflukcyjnych w Górach wi tokrzyskich wg Lindera i Boguckiego (2002); II. vistulia ski, serie piasków V1, V2 i diamikton V3 (diamikton 2), których depozycja w wietle uyskanych dat TL, zachodzi a od wczesnego vistulianu po rodkowy plenivistulian (110,9-49,1 ka) (MIS 5-3) oraz górnego vistulianu (25,2-20,1 ka) (MIS 2). Diamikton 2 dokumentuje etap A rozwoju pokryw peryglacjalnych wg Lindnera i Boguckiego (2002). Interpretacja cech makrostrukturalnych oraz wybranych cech teksturalnych w zakresie warunków rodowiskowych ich pochodzenia i depozycji nie stoj w sprzeczno ci z uzyskanymi wynikam datowa TL. Osady starszego kompleksu s materia em ród owym dla coraz to m odszych serii osadów w obni eniu Belnianki-Hutki, podlegaj cym w czasie przekszta ceniom, g ównie pod wp ywem peryglacjalnych procesów wietrzeniowych i eolicznych (ale tak e interglacjalnych). Klatka (1962) zwraca uwag na mo liwo denudacyjnego przekszta cania starszych deluwiów w m odsze generacje pokryw stokowych w Górach wi tokrzyskich. Potwierdzaj j równie cechy mikrostrukturalne osadów ze stanowiska Koszary (Pawelec, Ludwikowska-K dzia, 2016). Podsumowanie W analizowanym obszarze obni enia górnej Belnianki-Hutki, w obu stanowiskach Huta Koszary i Koszary, mamy do czynienia z zapisem dwóch etapów wype nienia rowu tektonicznego górnej Belnianki, odbywaj cych si w warunkach peryglacjalnych, na drodze ró nych procesów grawitacyjnych (sp ywów i zalewów warstwowych, lokalnie sp ukiwania, soliflukcji i osuwania), tj. rodkowopolskiego, w wariancie bliskiego s siedztwa lodu lodowcowego wype niaj cego dno Doliny Kielecko- agowskiej oraz vistulia skiego, z lokalizacj l dolodu poza obszarem Gór wi tokrzyskich. Cechy osadów wskazuj na ich lokalne pochodzenie (autochtoniczna grupa osadów), zwi zane ze ska ami pod o a paleozoicznego, g ównie piaskowców dewonu dolnego buduj cego Pasmo Bieli skie. Zachowaniu osadów sprzyja y warunki topograficzne i morfologiczne oraz strukturalne obszaru, z niew tpliw rze b krasow w dnie obni enia.

192 190 Sesja terenowa Stanowisko (Stop) 3. WILKÓW G AZY NARZUTOWE Z OBSZARU WYCIECZEK TERENOWYCH 25SPP I JEGO OTULINY GLACIAL BOULDERS FROM THE AREA (AND ITS OUTSKIRTS) OF THE EXCURSIONS ACCOMPANYING THE 25th CONFERENCE STRATIGRAPHY OF PLEISTOCENE IN POLAND Maria GÓRSKA-ZABIELSKA 1 1 Instytut Geografii, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, maria.gorska-zabielska@ujk.edu.pl Wprowadzenie G azy narzutowe obszaru prezentowanego w ramach wycieczek terenowych XXV Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski stanowi niewielki procent wszystkich du ych narzutniaków, jakie znane s z regionu wi tokrzyskiego (np. Czernicka-Chodkowska, 1980; Urban, 1990, 1997; Wróblewski, 2000; Pernal, 2004, 2005; Sowa, 2007, 2009, 2014; Musia, 2017; Pisarska, 2017; Witkowska, 2017; Jo ca, 2018). W ród nich dominuj g azy wyst puj ce dzi w pozycji ex situ. Wi kszo przedstawionych tu g azów jest obj ta ochron w postaci pomnika przyrody nieo ywionej. Jest to pok osie prac z lat 90. XX w., kiedy czyniono starania o obj cie ich tak ochron (Urban, 1986, 1990). Pomnikowe g azy narzutowe znajduj si w rejestrze Regionalnej Dyrekcji Ochrony rodowiska (RDO ) w Kielcach. Poni ej przedstawiono dziewi g azów w siedmiu lokalizacjach (fig. 1). Fig. 1. Rozmieszczenie omawianych w tek cie g azów narzutowych: 1-2 Wilków, 3 wi ta Katarzyna, 4 Siekierno Podmielowcu, 5 Bardo, 6 Cha cza, 7 Kr pa Przegl d g azów narzutowych 1. G azy narzutowe w Wilkowie pomnik przyrody nieo ywionej G azy po o one s na ce (in situ), na pó noc od drogi Ciekoty wi ta Katarzyna, w pobli u sklepu w zachodniej cz ci wsi, 8 km WSW od Bodzentyna. W przesz o ci tworzy y jeden g az, który p k (fig. 2). Wed ug mieszka ca, który zna g az ok. 60 lat, by on zawsze rozdzielony. Jest to eratyk przewodni alandzki porfir kwarcowy rapakiwi (tab. 1). Dzi powierzchnia g azu jest skolonizowana przez porosty i mchy. Oba fragmenty g azu s chronione prawem w postaci pomnika przyrody nieo ywionej (nr 135 w rejestrze RDO ).

193 Sesja terenowa 191 Tab. 1. Informacje o g azach w Wilkowie (1-2) Lokalizacja Gmina Bodzentyn Miejscowo Wilków D ugo geograficzna 1) 20 50'57,94''E 2) 20 50'57,77''E Szeroko geograficzna 1) 50 54'47,65''N 2) 50 54'47,69''N Rodzaj eratyka porfir kwarcowy land D ugo osi najd u szej D ugo osi najkrótszej Wysoko Obwód Obj to Waga 2 m 1,8 m 0,8 m 4,9 m 1,51 m³ 4,14 t 1 m 0,9 m 0,35 m 3 m 0,16 m³ 0,45 t Fig. 2. G azy narzutowe w Wilkowie (1-2) (fot. Magdalena Pisarska 2016) 2. G az pomnikowy w Wilkowie G az ex situ znajduje si przed kapliczk, naprzeciwko domu nr 4, na pó noc od szosy Ciekoty wi ta Katarzyna. Jest to granitognejs (tab. 2), który mimo, e nie jest eratykiem przewodnim, to prawdopodobnie pochodzi z regionu Småland w pd.-wsch. Szwecji. Powierzchnia g azu jest cz ciowo zeolizowana. G az pe ni funkcj historyczno-kulturotwórcz ; na jego szczycie przytwierdzono tablic (fig. 3) z napisem Ksi dzu Tadeuszowi Jarmundowiczowi Kap anowi i wychowawcy za wieloletni pos ug w tutejszej spo eczno ci. Wdzi czni mieszka cy Wilkowa. Tab. 2. Informacje o g azie pomnikowym w Wilkowie Lokalizacja Gmina Bodzentyn Miejscowo Wilków D ugo geograficzna Szeroko geograficzna Typ petrograficzny g azu, rodzaj eratyka 20 50'43,79''E 50 54'48,93''N granitognejs D ugo osi najd u szej D ugo osi najkrótszej Wysoko Obwód Obj to Waga 1,7 m 1,3 m 0,9 m 5,5 m 1,04 m³ 2,86 t Fig. 3. G az narzutowy pomnikowy w Wilkowie (fot. Maria Górska-Zabielska 2016)

194 192 Sesja terenowa 3. G az narzutowy w wi tej Katarzynie G az wyst puje w pozycji ex situ, przy ul. Kieleckiej 51. Zosta znaleziony podczas prac drogowych w s siedztwie posesji. Pod wzgl dem petrograficznym jest granitem (fig. 4; tab. 3). Nie ma cech eratyka przewodniego. Powierzchnia g azu jest lekko eolizowana. Narzutniak umieszczono centralnie w klombie kwiatów, podkre laj c jego walory estetyczne. Fig. 4. G az narzutowy w wi tej Katarzynie (fot. Maria Górska-Zabielska 2016) Tab. 3. Informacje o g azie w wi tej Katarzynie Lokalizacja Gmina Daleszyce Miejscowo wi ta Katarzyna D ugo geograficzna Szeroko geograficzna Typ petrograficzny g azu, rodzaj eratyka 20 52'54,38''E 50 54'32,21''N granit D ugo osi najd u szej D ugo osi najkrótszej Wysoko Obwód Obj to Waga 1,7 m 0,7 m 1 m 3,4 m 0,62 m³ 1,71 t 4. G az narzutowy w Siekierno-Podmielowcu pomnik przyrody nieo ywionej G az wyst puje w pozycji ex situ, w g stych zaro lach (fig. 5), na poboczu drogi, obok budynku nr 21, 400 m na pó noc od skrzy owania dróg w po udniowej cz ci wsi, 5,5 km NNW od Bodzentyna. Fig. 5. G az narzutowy w Siekierno-Podmielowcu (fot. Maria Górska-Zabielska 2016) G az jest poro ni ty porostami i mchem. Pod wzgl dem petrograficznym jest to granit (tab. 4). Najprawdopodobniej pochodzi z pd.-wsch. Szwecji i mo e reprezentowa jeden z granitów Småland. Jest obj ty ochron w postaci pomnika przyrody nieo ywionej. W rejestrze RDO wyst puje pod nr 134.

195 Sesja terenowa 193 Tab. 4. Informacje o g azie w Siekierno-Podmielowcu Lokalizacja Gmina Bodzentyn Miejscowo Siekierno-Podmielowiec D ugo geograficzna Szeroko geograficzna Typ petrograficzny g azu, rodzaj eratyka 20 55'41,44''E 50 59'10,00''N granit Småland D ugo osi najd u szej D ugo osi najkrótszej Wysoko Obwód Obj to Waga 0,8 m 0,8 m 0,45 m 2,3 m 0,15 m³ 0,41 t 5. G az narzutowy w Bardzie G az narzutowy w Bardzie wyst puje w pozycji ex situ, na skraju pola, ukryty w du ym krzewie malin (fig. 6), obok skrzy owania dróg prowadz cych do posesji 7-9 oraz Pod wzgl dem petrograficznym reprezentuje drobnoziarnisty granit. G az miejscami ma wyg adzone powierzchnie; kraw dzie g azu s zaokr glone. Ca a powierzchnia g azu jest skolonizowana porostami. W partii szczytowej g azu wida niewielkie zaokr glone wg bienie, które by mo e wiadczy o próbie rozbicia g azu na mniejsze fragmenty. Jest pomnikiem przyrody nieo ywionej. W rejestrze RDO znajduje si pod nr 398. Fig. 6. G az narzutowy w Bardzie (fot. Maria Górska-Zabielska 2018) Tab. 5. Informacje o g azie w Bardzie Lokalizacja Gmina Raków Miejscowo Bardo D ugo geograficzna Szeroko geograficzna Typ petrograficzny g azu, rodzaj eratyka ,63 E ,13 N granit D ugo osi najd u szej D ugo osi najkrótszej Wysoko Obwód Obj to Waga 1,5 m 1,3 m 1,0 m 4,9 m 1,02 m³ 2,8 t 6. G azy narzutowe w Cha czy pomnik przyrody nieo ywionej Oba g azy narzutowe wyst puj w pozycji ex situ, na skraju drogi we wsch. cz ci wsi, pod jab oni, naprzeciwko domu nr 37. Wi kszy okaz (fig. 7a) to eratyk przewodni granit rapakivi z Wysp Alandzkich; reprezentuje charakterystyczn form zwietrza ego kuli cie granitu. Drugi okaz, mniejszy (fig. 7b), to gnejs z charakterystyczn powierzchni wyg adu lodowcowego i ma o wyra nymi rysami polodowcowymi. Oba g azy nale do mniejszych okazów opisywanego obszaru (tab. 6). Znajduj si w rejestrze RDO pod nr 222. Oba obj te s ochron prawn w postaci pomnika przyrody nieo ywionej.

196 194 Sesja terenowa Tab. 6. Informacje o g azach w Cha czy (1-2) Lokalizacja Gmina Raków Miejscowo Cha cza D ugo geograficzna 1) E 2) E Szeroko geograficzna 1) N 2) N Typ petrograficzny g azu, rodzaj eratyka alandzki granit rapakivi, gnejs D ugo osi najd u szej D ugo osi najkrótszej Wysoko Obwód Obj to Waga 1,2 m 1,0 m 0,9 m 3,5 m 0,56 m³ 0,55 t 0,81 m 0,65 m 0,25 m 2,1 m 0,07 m³ 0,19 t Fig. 7a. Szczegó y struktury alandzkiego granitu rapakivi z Cha czy (fot. Maria Górska-Zabielska 2018) Fig. 7b. Gnejs z Cha czy z widoczn powierzchni wyg adu (fot. Maria Górska-Zabielska 2018) 7. G az narzutowy w Kr pie pomnik przyrody nieo ywionej G az narzutowy w Kr pie wyst puje w pozycji ex situ. Jest to granit bez cech eratyka przewodniego. Ma do nieregularny kszta t; powierzchnia g azu jest miejscami eolizowana (fig. 8; tab. 7). Od strony pó nocnej g az jest poro niety mchem. Narzutniak znajduje si na prywatnej posesji p. Danuty Pasiek, nr 80A. Znajduje si w rejestrze RDO pod nr 435 i jest pomnikiem przyrody nieo ywionej. Tab. 7. Informacje o g azie w Kr pie Lokalizacja Gmina Iwaniska Wie Kr pa D ugo geograficzna Szeroko geograficzna Typ petrograficzny g azu, rodzaj eratyka E N granit D ugo osi najd u szej D ugo osi najkrótszej Wysoko Obwód Obj to Waga 1,47 m 1,1 m 0,9 m 4,6 m 0,88 m³ 2,42 t Fig. 8. G az narzutowy w Kr pie (fot. Maria Górska-Zabielska 2018)

197 Sesja terenowa 195 Podsumowanie Zaprezentowane g azy narzutowe wyst puj w siedmiu lokalizacjach rodkowej cz ci regionu wi tokrzyskiego (fig. 1). Tylko jeden z nich w dwóch cz ciach g az z Wilkowa wyst puje in situ; pozosta e w pozycji ex situ, najcz ciej w s siedztwie pierwotnego miejsca depozycji. Wi kszo g azów narzutowych nale y do grupy g binowych ska magmowych. Poza tym, w ród omówionych g azów znajduj si po jednym egzemplarzu: wylewna ska a magmowa, ska a magmowo-metamorficzna i ska a metamorficzna. W ród siedmiu ska, dwie s eratykami przewodnimi; jest to porfir kwarcowy land w Wilkowie (w dwóch cz ciach) oraz alandzki granit rapakivi w Cha czy. G azy narzutowe najcz ciej znajduj si ukryte w g stych krzakach, na miedzy, na poboczu wiejskiej drogi. Rzadko bywaj wyeksponowane, co mo e oznacza, e lokalne spo eczno ci nie przyk adaj uwagi do walorów estetycznych tych obiektów dziedzictwa geologicznego. Na tym tle wyró nia si g az w Kr pie, ustawiony w reprezentacyjnej cz ci skweru przed domem, otoczony bujnymi, kolorowymi kwiatami. Uprzywilejowana pozycja tego g azu w tym miejscu nie dziwi, bo dba o niego w a cicielka posesji absolwentka studiów geograficznych. Innym, podnosz cym na duchu przyk adem, jest g az w w. Katarzynie. Pi z siedmiu g azów jest obj tych ochron prawn w postaci pomnika przyrody nieo ywionej i znajduj si w rejestrze RDO. adnemu jednak nie towarzyszy charakterystyczna tabliczka informacyjna. Wszystkie omówione powy ej g azy narzutowe by y badane przez studentów geografii UJK; pe ni y zatem przez chwil sw naukow rol. Jeden g az narzutowy zosta wykorzystany jako podstawa pod pami tkow tablic ; zatem zosta wykorzystany w roli historyczno-kulturotwórczej. Nieznane jest autorce wykorzystanie przytoczonych g azów narzutowych jako obiektów edukacyjnych. aden nie jest wykorzystywany jako miejsce ukrycia skrzyneczki w grze terenowej geocaching. Badania naukowe (Musia, 2017; Pisarska, 2017; Witkowska, 2017; Jo ca, 2018) wskazuj, e obiekty dziedzictwa geologicznego, jakimi m.in. s g azy narzutowe, znajduj si poza jak kolwiek wiadomo ci czy wiedz lokalnych spo eczno ci. W efekcie pozostaj niewykorzystane w zrównowa onym rozwoju gmin rodkowej Kielecczyzny. W obszarach o niewielkiej liczbie, wzgl dnie o jednorodnych tematycznie ( rednie góry) atrakcjach turystycznych, warto do o y stara, by wykorzysta /przekszta ci istniej ce ju INNE elementy przyrody nieo ywionej do wykonywania funkcji (geo)turystycznych z zachowaniem zasad ochrony przyrody (Reynard, 2008; Migo, 2012). Studentom geografii Uniwersytetu Jana Kochanowskiego w Kielcach: Beacie Jo ca, Magdalenie Pisarskiej, Kindze Witkowskiej i Rafa owi Musia owi bardzo dzi kuj za wyra enie zgody na wykorzystanie ich wyników prac badawczych w ramach prac dyplomowych. Kindze Witkowskiej dzi kuj za pomoc przy fig. 1.

198 196 Sesja terenowa Stanowisko (Stop) 4. UJAZD ZAMEK KRZY TOPÓR W UJE DZIE CASTLE KRZY TOPÓR IN UJAZD Cezary JASTRZ BSKI 1 1 Instytut Geografii, Uniwersytet Jana Kochanowskiego w Kielcach, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, jastrzebski.cezary@gmail.com W miejscowo ci Ujazd ko o Iwanisk (17 km na po udnie od Opatowa) znajduje si zamek Krzy topór, wzniesiony w latach dla Krzysztofa Ossoli skiego jako rezydencja typu palazzo in fortecca, czyli pa ac w twierdzy. Budow, wzorowan cz ciowo na Palazzo Farnese w Capraroli ko o Rzymu, zajmowa si Wawrzyniec Senes, architekt i budowniczy pochodz cy z Sent w Alpach Gryzo skich, we wschodniej Szwajcarii (Tomkowicz, 1896). Zamek powsta na niewielkim wzniesieniu, które zosta o tak splantowane, by pomie ci o obszern budowl w kszta cie pi ciok ta. Ca o mia a symbolizowa kalendarz: budowla jest jak rok, 4 baszty jak kwarta y, 12 du ych sal jak miesi ce, 52 pomieszczenia jak tygodnie, 365 okien jak dni. Rozplanowanie budowli przypomina te, z lotu ptaka, sylwetk cz owieka lub or a. Fig. 1. Zamek Krzy topór w Uje dzie palazzo in fortecca (fot. C. Jastrz bski) Nale cy do rodziny magnackiej fundator, od 1638 r. sprawuj cy urz d wojewody sandomierskiego, zmar na febr w 1645 r., w drodze na sejm do Krakowa (Kuls, 2015). Zosta pochowany w habicie franciszka skim w tamtejszym ko ciele klasztornym karmelitów bosych. Zamek, uchodz cy wówczas za najbardziej okaza rezydencj magnack w Polsce, ju kilka miesi cy wcze niej tra w prezencie lubnym w r ce jego jedynego syna Krzysztofa Baldwina Ossoli skiego. Na prze omie sierpnia i wrze nia 1644 r. ojciec i syn zd yli jeszcze wspólnie przyj w nim króla W adys awa IV Waz. Krzysztof Baldwin w 1649 r. zgin w bitwie pod Zborowem, nie zostawiaj c potomków. Rezydencj odziedziczy kanclerz wielki koronny Jerzy Ossoli ski, ale zmar w 1650 r. Tragiczny los spotka równie sam twierdz, gdy podczas pierwszego potopu szwedzkiego rezydencja zosta a doszcz tnie ograbiona i zniszczona. Kolejny w a ciciel, Samuel Jerzy Kalinowski patrzy bezradnie, jak Szwedzi, którzy 30

199 Sesja terenowa 197 pa dziernika 1655 r. zdobyli zamek dzi ki zdradzie lub podst pem, bez jednego wystrza u, ogo ocili wn trza ze wspania ego wyposa enia, a bibliotek i archiwum rodzinne z gromadzonych przez pokolenia zbiorów. W tym te czasie, 11 kwietniu 1657 r., w Uje dzie dosz o do spotkania dwóch w adców okupuj cych nasz kraj i zamierzaj cych nawet dokona jego rozbioru: króla szwedzkiego Karola X Gustawa i ksi cia siedmiogrodzkiego Jerzego II Rakoczego. Natomiast generalny kwatermistrz wojsk szwedzkich i jednocze nie rysownik Erick Dahlberg, zachwycony budowl, wykona wówczas rycin przedstawiaj c plan zamku z obja nieniami o nast puj cej tre ci: Wysoki Barbakan, Oto dla Ciebie, Smok, Szary Mnich, Korona (tak nazwane zosta y bastiony), Ogród najrozkoszniejszy, Pomieszczenia wewn trzne pa acu, Studnia bardzo g boka (Heyduk, 1971). Przez ca y okres potopu w zamku stacjonowa szwedzki gubernator obwodu sandomierskiego, ubezpieczany przez 400 rajtarów. Po Ossoli skich w a cicielami zamku, po k dzieli, byli potem kolejno: Kalinowscy, Morsztynowie, Sanguszkowie, Denhoffowie i Pacowie (Zub, 1999). Ta ostatnia rodzina do 1770 r. pomieszkiwa a jeszcze w jednym ze skrzyde zamkowych, ale jej przedstawiciele byli ostatnimi sta ymi mieszka cami. Dzie o ostatecznego zniszczenia zamku dokona o si bowiem podczas konfederacji barskiej, kiedy Jan Micha Pac, marsza ek konfederacji, w latach udziela tu schronienia walcz cym patriotom. Kilka lat pó niej, w 1781 r., biskup krakowski Kajetan So tyk kupi Ujazd dla swego synowca, Stanis awa So tyka. W tym czasie budowl zwiedza ostatni polski król, Stanis aw August Poniatowski, który przyby tu 10 czerwca 1787 r., podczas s ynnej podró y z Warszawy na Ukrain i z powrotem. Przybywszy z Opatowa do Iwanisk król rozkaza tam zastanowi si wszystkim powozom na popas, sam za wsiad szy na konia z przybocznymi, drogi towarzyszami i dworskimi, jecha o wier mili dla ogl dania zwalisk s awnego niegdy pa acu ( ); ogl dawszy za gmach ten zewn trz i wewn trz prawdziwie wielko staro ytnych Polaków w gruzach nawet samych przypominaj cy, kazawszy sobie poda napisy tego domu, wróci si do Iwanisk. (Naruszewicz, 1805) Po So tykach Krzy topór i okoliczne dobra znajdowa y si w r kach empickich. Wkrótce opuszczono pomieszczenia zamkowe i od 1815 r. w a ciciele mieszkali ju tylko w dworze w pobliskiej Plancie. W 1858 r. dobra zosta y zakupione przez rodzin Orsettich ostatnich posiadaczy (do 1944 r.). Podczas I wojny wiatowej, wiosn 1915 r., mieszka cy Ujazdu przez kilka tygodni przebywali w zamku, chroni c si przed dzia aniami frontu austriacko-rosyjskiego. Podobnie podczas II wojny wiatowej, partyzanci z oddzia u,,j drusie przestrzeliwali tu bro maszynow, a w czasie dzia a frontowych w podziemiach mieszkali wysiedle cy. W 1945 r. Krzy topór sta si w asno ci Skarbu Pa stwa. Od lat 60 XX wieku na zamku trwaj prace badawcze i zabezpieczaj ce, zmierzaj ce do utrzymania go w formie trwa ej ruiny z przeznaczeniem niewielkiej cz ci na cele ekspozycyjne. Dzi ki funduszom Unii Europejskiej zintensyfikowano je w latach , organizuj c ruch turystyczny zgodnie ze wspó czesnymi wymogami (Kuls, 2015). 20 kwietnia 2018 r. Krzy topór zosta uznany za Pomnik Historii. Palazzo in fortecca w Uje dzie sk ada si z trzech po czonych ze sob cz ci, czyli za o enia o charakterze obronnym, rezydencji pa skiej oraz rozleg ego za o enia ogrodowego, które praktycznie nie zachowa o si do naszych czasów, ale obecnie jest rekonstruowane. Mury rozplanowano na osiach o d ugo ci 120 i 97 m, a ich czna d ugo wynosi 560 m, natomiast wysoko 7 m. Kubatura obiektu si ga 70 tys. m sze c. Na budow zu yto m.in. 11 tys. ton miejscowego piaskowca kwarcytowego, 300 ton piaskowca kunowskiego, 200 tys. cegie i 500 ton wapna palonego. Ogród zajmowa powierzchni 1,3 ha (Kuls, 2015). Na teren zamku wchodzi si od po udnia, przez arkadowy, kamienny most, wzniesiony mi dzy dwoma bastionami i cz cy drog z okaza bram. Most przerzucono nad wykut w skale fos. Niegdy os oni ty by murkami i ozdobiony czterema rze bami na coko ach. Ko czy si drewnianym mostem zwodzonym.

200 198 Sesja terenowa Na bramie wjazdowej znajduj si dwie wielkie, kamienne p askorze by, przedstawiaj ce po jednej stronie wej cia krzy (symbol kontrreformacji), a po drugiej topór (herb Ossoli skich). Od s ów krzy i topór powsta a nazwa zamku Krzy topór, cho pierwotnie nazywano go Krzysztopór, od aci skiego imienia w a ciciela Christophor i powi zania tego imienia z herbem rodowym. Poni ej dwie tablice: ze stylizowan liter W i dat 1631, oznaczaj c zako czenie jednego z etapów budowy. Wy ej znajdowa y si zegary. Niegdy mia a by tu tak e umieszczona kamienna tablica z napisem sentencyjnym: Krzy obrona, krzy podpora,/ Dziatki naszego Topora. Fig. 2. Krzy i herb Topór na bramie wjazdowej (fot. C. Jastrz bski) Za bram i sieni wjazdow znajduje si du y dziedziniec, który zamyka elewacja budynku centralnego, przypominaj ca antyczny pa ac rzymski. G ówn jego cz ci jest prostok tny korpus trójpi trowy z ni szymi skrzyd ami po bokach. Elewacj rozcina, poprzedzony tzw. szyj, ma y dziedziniec sprawiaj cy wra enie rzymskiego Koloseum. Nast pnie pa ac wyra nie zw a si, a w ko cu zostaje zamkni ty o mioboczn wie. W centralnej fasadzie trójpi trowego korpusu znajduje si 40 okr g ych i czterolistnych wn k, w których umieszczone by y podobizny przodków fundatora. Pod nimi s prostok tne wn ki, z przeznaczeniem na rze by, a ni ej umieszczono marmurowe tablice z nazwiskami i sprawowanymi urz dami. Ka dy napis ko czy zwrot: W HONOR DOMU IEGO Y PAMI CI. Przyk adowe napisy brzmia y nast puj co: Ianowi z Sienna Sieni skiemu wojewodzie podolskiemu ojcu matki mei naimilszey 1600 w honor domu iego y pami ci ; Krystynie Padniewski hetmana Szcz snego ma once siostrzenicy Mathiasza króla w gierskiego nadbabie syna mego 1480 w honor domu iey i pami c. ; Jerzemu na a cucie Lubomierskiemu staro. Sandeckiemu szwagrowi ze krwi

201 Sesja terenowa 199 Lig zów synowey mey 1644 w honor domu iego y pami ci. W ten sposób uwieczniono przedstawicieli najpot niejszych polskich rodów, spokrewnionych (tylko w dwunastu przypadkach) b d powi zanych z Ossoli skimi: Zebrzydowskich, askich, Kurozw ckich, Ostrorogów, Lig zów, Tarnowskich, Sobieskich, Chodkiewiczów, Sapiehów, Tar ów, Lubomirskich, Firlejów, Opali skich, Lanckoro skich, Ole nickich, Radziwi ów, Kazanowskich, Ostrogskich i Wi niowieckich. Fundator przeznaczy dla siebie centraln, najwy ej po o on wn k z napisem: Oiczy nie mey Polskiey woiewodztwu sendomierskiemu braci mey mi ej w honor domu ich Krzysztoph na Tenczyna Ossoli ski woiewoda sendomirski wystawi Fig. 3. Fragment pozosta o ci panteonu przodków Krzysztofa Ossoli skiego (fot. C. Jastrz bski) Po prawej i lewej stronie dziedzi ca wida dwie pi trowe oficyny. Podziemia prawego skrzyd a zamku przeznaczone by y na stajnie, w których znajdowa y si marmurowe oby i kryszta owe lustra. Sta o tu pono nawet 300 koni, cho z liczby wn k w cianach wynika, e mo na by o trzyma ich tylko 100, co i tak stwarza o Ossoli skim mo liwo natychmiastowego wystawienia chor gwi husarskiej. W lewym skrzydle urz dzono przede wszystkim pomieszczenia gospodarcze, w tym m.in. pokoje dla s u by i pomieszczenia dla wojskowych (w tym, by mo e, urz dzon na wzór rzymski zbiorow latryn ), ale te pokoje przeznaczone dla go ci. W tej cz ci zamku znajdowa a si równie usytuowana na pi trze kaplica, a naprzeciwko niej, po drugiej stronie dziedzi ca reprezentacyjnego g ówna klatka schodowa. Najwa niejsze pomieszczenia mieszkalne zajmowa y zachodni cz korpusu centralnego oraz pó nocn cz osi ca ego za o enia zamkowego. W cz ci zachodniej znajdowa y si apartamenty w a cicieli. Ka dy apartament sk ada si z sypialni, nazywanej z w oska camer i kilku przedpokojów, zwanych antycamerami. Sypialnie pana i pani przylega y do kaplicy. Natomiast w pó nocnej cz ci osi ca ego za o enia zamkowego, nad jadalni, której towarzyszy a zlokalizowana wyj tkowo nie na parterze, lecz na pierwszym pi trze kuchnia, znajdowa a si reprezentacyjna, dwukondygnacyjna sala balowa z dookolnym balkonem i empor dla orkiestry oraz lo ami wzd u cian. By o to imponuj ce pomieszczenie, o szeroko ci 10,5 m, d ugo ci 20 m i wysoko ci 16 m, bogato udekorowane i wyposa one. Jeszcze na pocz tku XIX w. widziano tu napis, umieszczony nad wielkim kominkiem: Mi y w tym domu pokój przemieszkuje/ Gdzie m przygrywa, ona przy piewuje. (Bali ski, Lipi ski, 1844). Z sali balowej przechodzono do o miobocznej wie y, mieszcz cej dwa gabinety Ossoli skich, urz dzone jeden nad drugim. Gabinet na pierwszym pi trze mia mie kryszta owe

202 200 Sesja terenowa przykrycie, przez które wida by o p ywaj ce ryby egzotyczne, za gabinet po o ony wy ej, na drugim pi trze, by mo e posiada sklepienie udekorowane map nieba. Z kolei w dole znajdowa a si tzw. cysterna niska rotunda, w której do dzi znajduje si róde ko zaopatruj ce zamek w wod. Najprawdopodobniej tutaj znajdowa o si wej cie z pa acu do ogrodu, urz dzone w pochy ym korytarzu, wydr onym pod dziedzi cem reprezentacyjnym. Korytarz ten, ozdobiony niegdy bogat dekoracj, móg s u y do organizacji przedstawie teatralnych, w scenerii imituj cej zaciszn uliczk. Fundator budowli by przecie gruntownie wykszta conym mi o nikiem wszystkich muz. Fig. 4. Sala balowa mia a 16 m wysoko ci, balkon z empor dla orkiestry i lo e wzd u cian (fot. C. Jastrz bski) O mioboczna wie a z gabinetem posiadaj cym akwarium (w wietle najnowszych bada, mog o znajdowa si ono w dolnej cz ci tej partii zamku, w grocie nad ród em) czy a si z owalnym tarasem, z którego rozci ga si rozleg y widok na okolic i Góry wi tokrzyskie. U samych stóp ogl daj cych zachwyca o przed u enie budowli, czyli wspania y ogród kwaterowy z ro linno ci egzotyczn, sprowadzon przede wszystkim z W och. Wzniesiono tu równie oran eri i zapewne liczne altanki. Ca a cz reprezentacyjna w postaci pa acu wpisana zosta a w regularny pi ciobok tworz cy bastionow fortec. Na ka dym z pi ciu ziemnych bastionów artyleryjskich, wzmocnionych kamiennymi murami, ustawione by y dzia a, umo liwiaj ce skuteczn obron przed nieprzyjacielem, atakuj cym z któregokolwiek kierunku. Dwa bastiony, zwane Szary Mnich (na lewo od wej cia) i Smok (na prawo od wej cia), posiada y nadsza ce, dzi ki którym mo liwe by o ustawienie na nich baterii kilku ci kich dzia. Nale y jednak pami ta, e ówczesna sztuka wojenna sta a ju na tak wysokim poziomie, e zabezpieczenia te nie ustrzeg yby Krzy toporu przed zaj ciem przez nowoczesn armi, dysponuj c artyleri o charakterze obl niczym.

203 Sesja terenowa 201 Stanowisko (Stop) 5. WINNA KOPALNIA DOLOMITÓW WINNA MIOCE SKIE WYPE NIENIA LEJÓW KRASOWYCH THE WINNA DOLOMITES MINE MIOCENE INFILL OF KARST SINKHOLES Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, malgorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl Pokrywa osadów czwartorz dowych jest w Górach wi tokrzyskich mozaik osadów poligenicznych, powsta ych w odmiennych warunkach klimatycznych, na etapie morfogenezy paleoge sko-neoge skiej, plejstoce skiej oraz holoce skiej. St d osady ró nowiekowe, odmiennych rodowisk sedymentacyjnych, cz sto o podobnym wykszta ceniu litologicznym i facjalnym, wyst puj w podobnej sytuacji hipsometrycznej. Fakt ten utrudnia interpretacj genezy i wieku osadów czwartorz dowych. Sk ad mineralny to jedna z tych cech teksturalnych osadów, która jest pomocna w okre leniu czasu, d ugo ci, dynamiki i kierunki transportu materia u, rodzaju rodowiska sedymentacyjnego, tak e w odró nianiu rodowisk sedymentacyjnych, w wyznaczaniu obszarów alimentacyjnych (np. Marcinkowski, 2007; Marcinkowski, Mycielska-Dowgia o, 2013). Dlatego te okre lono cechy spektrum minera ów ci kich czwartorz dowych osadów Doliny Kielecko- agowskiej (Ludwikowska-K dzia, 2013), o okre lonej pozycji stratygraficznej, pochodz cych z ró nych rodowisk sedymentacyjnych (tj. osadów stokowych, glacjalnych, fluwioglacjalnych, rzecznych, tak e zwietrzelin ska paleozoicznych i mioce skich osadów wype nie lejów krasowych). Przeprowadzone badania mineralogiczne pozwoli y na ustalenia cech lokalnego t a mineralogicznego osadów czwartorz dowych dla tego obszaru, pomocnych w rozwi zywaniu problemów litostratygraficznych i paleogeograficznych Gór wi tokrzyskich. Szczególnie istotne s cechy osadów trzeciorz du l dowego, wyst puj ce w okolicach agowa, które nale y rozwa a w kategorii materia u ród owego dla osadów m odszej generacji. Cechy spektrum mineralnego osadów wype nie lejów krasowych okolic agowa Mioce skie osady piaszczyste wype niaj ce leje krasowe utworzone w dolomitach dewo skich okolic agowa (kamienio om Winna i Komorniki) (fig. 1, 2) nale do tzw. kompleksu trzeciorz du l dowego (Fija kowska, Fija kowski, 1971). Kompleks ten obok utworów piaszczystych jest reprezentowany przede wszystkim przez osady ilaste, pylaste, tzw. gliny garncarskie oraz miejscami piaszczysto- wirowe (fig. 3A). Serie piasków masywnych, piasków pylastych, miejscami z klastami i owców i py ów piaszczystych, lokalnie zdeformowanych glacitektoniczne, s uznawane za zwietrzelin ró nych piaskowców regionu wi tokrzyskiego. Zalegaj one na wtórnym z o u i zosta y przekszta cone w wieloetapowym cyklu transportu. Litostratygrafi osadów wype nie lejów okolic agowa opracowali Fija kowska i Fija kowski (1971).

204 202 Sesja terenowa Fig. 1. Lokalizacja kopalni Winna i Komorniki na mapie utworów powierzchniowych okolic agowa (wed ug Janiec i in., 1992). Obja nienia: holocen: 1-mu ki, piaski i wiry rzeczne; czwartorz d nierozdzielony: 2-residua glin zwa owych i innych utworów czwartorz dowych, 3-piaski eoliczne w wydmach; zlodowacenie pó nocnopolskie (stadia g ówny): 4-mady, mu ki, piaski rzeczne i wiry rzeczne, 5-lessy; zlodowacenie rodkowopolskie: 6-piaski i wiry wodnolodowcowe i rzeczne; zlodowacenie po udniowopolskie: 7-gliny zwa owe, 8-i y, mu ki i piaski zastoiskowe; paleozoik: 9- kambr dolny karbon dolny; 10-lokalizacja kopalni: Winna (A), Komorniki (B) Udzia minera ów przezroczystych w serii piaszczystej (w jej przypowierzchniowej cz ci) wype niaj cej leje krasowe w dewo skich dolomitach w Winnej i Komornikach osi ga warto w dwóch przedzia ach 15,3-39,5% i 53,3-65,3% (Ludwikowska-K dzia, 2013). Przewa aj w ród nich minera y z grupy odpornych, tj. staurolit, kyanit, cyrkon oraz turmalin, rutyl i andaluzyt (fig. 3B). Grupa minera ów rednioodpornych na niszczenie w a ciwie nie ma istotnego udzia u procentowego w ca o ci próbki. W ród minera ów nieodpornych (1,8-11,3%) na uwag zas uguje udzia amfiboli i piroksenów. Minera y wiod ce tworz uk ady: kyanit-staurolit-cyrkon oraz staurolit-amfibole i cyrkon. Warto wska nika wietrzeniowego WI jest bardzo niska i wynosi 0,02-0,29 (fig. 3B). W analizowanych osadach trzeciorz du l dowego zaznacza si udzia dwóch grup minera ów, tj. jedna to prawie wy cznie minera y o du ej odporno ci na wietrzenie chemiczne, druga to minera y nieodporne. Pierwsza grupa minera ów jest raczej wska nikiem ciep ego i wilgotnego klimatu w jakim osady by y sedymentowane (Barcicki i in., 1988). Mo na przyj, e denudacja tej pokrywy osadowej, dostarcza nowo powsta ym osadom minera ów w bardzo w skim zakresie jako ciowym. Natomiast udzia w osadach drugiej grupy minera ów nale y wi za ju z denudacj pokryw osadów glacjalnych, które maskuj leje krasowe w rze bie.

205 Sesja terenowa 203 Fig. 2. Mapa wyst powania glin trzeciorz dowych w rejonie agowa, Cegielni, Piotrowa Zago ci ca i Nowego Stawu (A) wraz z przekrojami poprzecznymi przez z o a tych glin (B) (wg Fija kowska, Fija kowski, 1971); A: 1 piaski, mady rzeczne, gliny i lessy (czwartorz d), 2 gliny pstre szare, piaski, wiry i g azowiska (trzeciorz d l dowy), 3 upki czarne (turnej), 4 upki i wapienie margliste (famen), 5 wapienie p ytowe (fran), 6 wapienie grubo awicowe ( ywet górny), 7 dolomity ( ywet dolny), 8 zbiorniki wodne, 9 bieg i upad warstw skalnych, 10 czynne wyrobisko gliny, 11 stare wyrobiska, 12 szybiki badawcze, 13 szurfy badawcze Muzeum wi tokrzyskiego z 1968 r. B: przekroje poprzeczne A-B, C-D

206 204 Sesja terenowa Fig. 3. Osady wype niaj ce lej krasowy w kamienio omie Winna (fotografia 2011 r.) (A) oraz spektrum przezroczystych minera ów ci kich w osadach wype nie lejów krasowych w kamienio omie Winna i Komorniki oraz stokowych i rzecznych na stanowisku Mas owiec i Duraczów w dolinie agowicy (na podstawie Ludwikowska-K dzia, 2013) (B) Rozpoznane spektrum minera ów ci kich tych osadów wyró nia je spo ród innych osadów czwartorz dowych, ró nych rodowisk sedymentacyjnych (Ludwikowska-K dzia, 2013). Przyk adowe zestawienie spektrum mineralnego osadów wype nie lejów krasowych w Winnej ale tak e Komornikach, z osadami fluwialnymi i stokowymi buduj cymi terasy rzeczne w dolinie agowicy w rejonie pobliskiego Mas owca i Duraczowa, pokazuje wyra ne ró nice pomi dzy obiema grupami osadów. Ró nice te dotycz g ównie zawarto ci minera ów z grupy rednioodpornych, granatów oraz epidotów. Ustalenia te s szczególnie istotne z punktu widzenia interpretacji wiekowej i genetycznej osadów czwartorz dowych prowadzonych w rdzeniach otworów wiertniczych w Górach wi tokrzyskich. Osady wype nie lejów krasowych nale y zaliczy do grupy osadów autochtonicznych, które stanowi y materia ród owy m.in. dla osadów glacjalnych.

207 Sesja terenowa 205 Stanowisko (Stop) 6. MAS OWIEC LITOSTRATYGRAFIA OSADÓW PLEJSTOCE SKICH W REJONIE DURACZOWA I MAS OWCA K. AGOWA LITHOSTRATIGRAPHY PLEISTOCENE SEDIMENTS IN THE DURACZÓW AND MAS OWIEC AREA NEAR AGÓW Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1, Ma gorzata WIATRAK 2 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, malgorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl 2 Katedra In ynierii Komunikacyjnej, Wydzia Budownictwa i Architektury, Politechnika wi tokrzyska, Kielce, al. Tysi clecia Pa stwa Polskiego 7, mwiatrak@tu.kielce.pl Lokalizacja Stanowiska osadów fluwialno-stokowych w Mas owcu i fluwialnych w Duraczowie s po o one w dolinie górnej agowicy (fig. 1A). Na odcinku od agowa po Nowy Staw dolina ma cechy jaru krasowego (Walczowski, 1962, 1964, 1968; yczewska, 1971). Od uj cia rzeki Wszachówki, dno doliny rozszerza si, a dolina przybiera cechy p askodennej (fig. 1A). Oba stanowiska badawcze dokumentuj osady poziomu terasy nadzalewowej ( m n.p.m., tj m n.p.t.). Stanowisko w Mas owcu to ods oni cie zlokalizowane w odcinku jarowym doliny. Natomiast osady analizowane w stanowisku w Duraczowie pochodz z dwóch wierce rdzeniowych AG 1 i AG 2, wykonanych w obr bie poziomu teras nadzalewowych. Oba wiercenia osi gn y na g boko ci 14,8 m i 22,5 m strop pod o a paleozoicznego. Rzeczna seria piaszczysta, z której pobrano próbki do analiz mineralogicznych (z g boko 12,0 m i 19,8 m AG 1; 6,4 m i 12,4 m AG 2) zalega na i ach z rumoszem lokalnych ska paleozoicznych. Budowa geologiczna Pod o e osadów czwartorz du wype niaj cych dno doliny górnej agowicy mi dzy P uckami a Rud, a tak e skalne zbocza doliny, miejscami przykryte deluwiami, buduj ska y kambru (oddzia 2.; formacja piaskowców z Ocies k) (Or owski, 1975), oraz dewonu (od emsu po famen w cznie; m.in. formacja dolomitów i wapieni stromatoporoidowo-koralowcowych z Kowali) (Narkiewicz i in., 1990, Narkiewicz i in., 2006), o wyra nie dwudzielnym profilu litologicznym (fig. 1; stanowisko 5). Starsz jego cz, kambr (oddzia 2.) i dewon dolny (ems), tworz ska y klastyczne ods aniaj ce si w zboczach doliny na odcinku mi dzy uj ciem Wszachówki do agowicy a Rud. W ród nich przewa aj piaskowce i mu owce nad i owcami (Or owski, 1975; Tarnowska, 1976; Czermi ski, 1960; Walczowski, 1968). Natomiast w m odszej cz ci profilu wyst puj ska y w glanowe (Czermi ski, 1960; Walczowski, 1968): w profilu dewonu rodkowego dolomity, w profilu ywetu, franu i famenu wapienie o zmiennej mi szo ci awic. Tworz one wychodnie w zboczach doliny od P ucek po uj cie Wszachówki. Ska y paleozoiku przecinaj uskoki pod u ne, poprzeczne i sko ne, m.in. uskok agów-micha ów (Konon, 2006) znajduj cy si pod osadami wype niaj cymi dno doliny agowicy.

208 206 Sesja terenowa Fig. 1. Szkic geomorfologiczny doliny górnej agowicy na odcinku P ucki-ruda (A) oraz profil litostratygraficzny osadów czwartorz dowych w ods oni ciu Mas owiec w dolinie agowicy (B) (na podstawie Ludwikowska-K dzia i in., 2006; Ludwikowska-K dzia, Wiatrak, 2012; Ludwikowska- K dzia, 2013). A: 1 fragmenty trzeciorz dowych powierzchni zrównania (wg Walczowski, 1964, 1968), 2 powierzchnie denudacyjne w obr bie glin zwa owych, 3 powierzchnie stokowe pokryte piaszczysto- wirowymi deluwiami z okresu zlodowacenia rodkowopolskiego (Walczowski, 1964), 4 powierzchnia akumulacji lessowej, 5 poziom akumulacyjnej terasy vistulia skiej, uznawany za rodkowopolski (Walczowski, 1968; Janiec i in., 1992), 6 wy szy poziom erozyjno-akumulacyjnej terasy nadzalewowej vistulia skiej, 7 niski poziom erozyjno-akumulacyjnej terasy nadzalewowej vistulia skiej, 8 kraw dzie teras s abo zachowane, 9 kraw dzie teras zachowane wyra ne, 10 koryto rzeczne z erozyjnymi podci ciami, 11 strome skalne zbocza doliny-jaru, 12 erozyjne dolinki boczne, erozyjne, 13 dolinki boczne, denudacyjne, 14 sto ki nap ywowe, 15 stawy, 16. miejsca datowa TL, 17 stanowisko w Mas owcu Zró nicowanie litologiczne i stratygraficzne budowy geologicznej paleozoicznego pod o a doliny agowicy jest konsekwencj rozcinania przez rzek synklin i antyklin wyst puj cych na obszarze synklinorium kielecko- agowskiego i antyklinorium ch ci sko-klimontowskiego (Samsonowicz, 1926; Znosko, 1962), w tym rozleg ej synkliny agowa (Czarnocki, 1929; Jurkiewicz, 1971). Szczególne znaczenie w powstaniu jaru agowicy nale y przypisa strefie kontaktu dwóch odmiennych litologicznie kompleksów ska : klastycznych i w glanowych, która

209 Sesja terenowa 207 sprzyja rozwojowi krasu kontaktowego (por. Ford, Williams, 2007) (Ludwikowska-K dzia, w druku). Dodatkowym elementem determinuj cym powstanie doliny o cechach jaru jest wyst powanie w pod o u stref uskoku. Litologia Bior c pod uwag cechy tekstualne i strukturalne osadów w Mas owcu wyró niono cztery serie ró nej genezy: A, B, C (C1, C2) i D (Ludwikowska-K dzia i in., 2006) (fig. 1B). A osady piaszczyste, rzeczne, z wyst puj cymi sporadycznie pakietami gruzowoilastymi piaskowców kwarcytowych, silnie zwietrza ych. W sp gu serii zalegaj du e fragmenty ska pod o a dolnodewo skich piaskowców kwarcytowych; B piaski pylaste, mu ki i mu ki piaszczyste, o cechach rytmitu, stokowej genezy, przedzielone warstwami piasków masywnych; C osady piaszczyste, genezy rzeczno-stokowej. Cz dolna serii (C1) jest zwi zana genetycznie raczej ze rodowiskiem fluwialnym, a górna (C2) ze rodowiskiem stokowym. Ca o osadu jest silnie nasycona odtlenionymi zwi zkami elaza. Wyst puj w nim postedymentacyjne struktury deformacyjne, interpretowane jako efekt niestatecznego warstwowania g sto ciowego; D diamikton genezy stokowej, wykazuj cy cechy debrytu. W sp gu serii wyst puje diamikton o ilastym matriks. Szkielet stanowi liczne okruchy silnie zwietrza ych piaskowców, pod któr s widoczne bardzo drobne laminy piasków i mu ków, o zaburzonym warstwowaniu. Powy ej warstwy diamiktonu zalegaj bezstrukturalne piaski pylaste i rednioziarniste. W tych osadach równie znajdujemy pojedyncze fragmenty piaskowca kwarcytowego. Strop serii buduje less przekszta cony w rodowisku stokowym. Cechy teksturalne i wiek osadów implikacje morfogenetyczne W stanowisku w Mas owcu w spektrum mineralnym osadów genezy stokowej stwierdzono przewag minera ów przezroczystych nad nieprzezroczystymi. Minera y z grupy przezroczystych, rednioodpornych, g ównie granaty, w mniejszym stopniu epidoty, osi gaj najwy szy udzia w sk adzie mineralnym analizowanych osadów, ale przy stale utrzymuj cym si du ym udziale minera ów odpornych: cyrkonu, staurolitu oraz turmalinu. Du y jest udzia amfiboli i piroksenów oraz biotytu. Osady maj charakterystyczny uk ad monomineralny: granat>staurolit (cyrkony, epidoty), granat>cyrkon (staurolit, epidot). Wyj tkowo du y udzia granatów w spektrum mineralnym analizowanych osadów wskazuje na ich siln eolizacj. Du y udzia minera ów odpornych mo e z kolei sugerowa, e osad ród owy by wielokrotnie redeponowany, pochodzi g ównie ze zwietrzelin lokalnych ska paleozoicznych (Michniak, 1969), z osadów pokryw paleoge sko-neoge skich. Nie jest wykluczone, e pochodzi równie z pokryw glacjalnych i fluwioglacjalnych, które wyst puj na powierzchni wierzchowin lub skalnych zboczach doliny. By y one silnie denudowane i erozyjnie rozcinane w warunkach peryglacjalnych. Osady te, by y wi c wielokrotnie redeponowane i sukcesywnie w czane w nowo powsta e aluwia. W efekcie tych procesów dosz o do selektywnego wzbogacenia w granaty. Jest to zjawisko dobrze znane w literaturze (m.in. Mycielska-Dowgia o, 1978; Florek, 1988; Florek i in., 1987; Mycielska-Dowgia o, Rutkowski, 1995; Ludwikowska-K dzia, 2000; Woronko, 2012). Podobny proces selektywnego wzbogacania w granaty stwierdzono w rodowisku eolicznym (Mycielska-Dowgia o, 1993, 1995, 2001), czego potwierdzeniem mo e by du a zawarto granatów w stropie serii D. Natomiast w ogólnym sk adzie mineralnym osadów rzecznych w Mas owcu i Duraczowie dominuj minera y z grupy rednioodpornych, reprezentowne przez granaty, przy udziale epidotów (fig. 3, stanowisko 5, str. 204). W Mas owcu o po ow mniejszy udzia ma kompleks minera ów odpornych: staurolit, cyrkon, turmalin i in., ale w Duraczowie udzia minera ów z grupy odpornych jest zdecydowanie wi kszy i bardziej zró nicowany (wyst powanie apatytu i topazu). Stosunkowo niewielki jest udzia w osadzie minera ów nieodpornych, amfiboli

210 208 Sesja terenowa i piroksenów oraz tych z grupy mik, reprezentowanych tutaj przez biotyt. Uk ad przezroczystych minera ów wiod cych ma kolejno granat>staurolit (cyrkon, turmalin), granaty>cyrkon (staurolit, turmalin). Wiek serii ustalony metod TL i OSL sugeruje, e osady by y deponowane w vistulianie, nie w okresie zlodowace rodkowopolskich (fig. 1B). Warto nadmieni przy tej okazji o problemie nadbudowywania w regionie wi tokrzyskim teras rzecznych deluwiami, które fa szuj faktyczn agradacj fluwialn w dolinie (Klatkowa, 1955; Ludwikowska-K dzia i in., 2006; Wachecka-Kotkowska, Ludwikowska-K dzia, 2007). Utrudniaj hipsometryczn korelacj systemu teras rzecznych w dolinach rzek wi tokrzyskich. Wyniki analizy sk adu minera ów ci kich oraz wieku osadów dna doliny agowicy wskazuj, e materia ród owy pochodzi m.in. z niszczenia lokalnych ska osadowych (Michniak, 1969) i podlega transformacji w warunkach peryglacjalnych vistulianu, a nie okresu zlodowace rodkowopolskich. Osady te by y wielokrotnie redeponowane i sukcesywnie w czane w nowo powsta e aluwia. W efekcie tych procesów dosz o do selektywnego wzbogacenia w granaty. Podobny proces selektywnego wzbogacania w granaty stwierdzono w rodowisku eolicznym (Mycielska-Dowgia o, 1993, 1995, 2001), w którym mog a si równie odbywa dostawa minera ów z grupy mik (Barczuk, Mycielska-Dowgia o, 2001). Ró nice w sk adzie mineralnym osadów z Mas owca i Duraczowa nale y wi za z cechami rze by doliny agowicy. W Mas owcu, w odcinku w skiego jaru, zaznacza si wi kszy wp yw procesów poprzecznych stokowych, inicjowanych tak e klimatycznie. W ich efekcie w dno doliny by y dostarczane osady zwietrzelinowe pochodz ce z denudacji m.in. pokryw glacjalnych np. glin zwa owych. Natomiast osady w Duraczowie by y akumulowane w szerokiej dolinie, dodatkowo zasilane osadami wnoszonymi przez dop yw Wszachówk.

211 Sesja terenowa 209 SESJA TERENOWA B Stanowisko (Stop) 1. NAP KÓW RODOWISKO SEDYMENTACYJNE I WIEK OSADÓW GLACJALNYCH W REJONIE NAP KOWA SEDIMENTATION ENVIRONMENT AND AGE OF GLACIAL DEPOSITS IN THE NAP KÓW AREA Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, malgorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl Diamiktony w po udniowej, centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich to jedna z najs abiej rozpoznanych i udokumentowanych litofacji rodowiska glacjalnego, zarówno w zakresie warunków rodowiskowych, procesów sedymentacyjnych jak i cech teksturalnych. Wyj tkiem jest granulometryczne i litologiczno-petrograficzne opracowanie gliny zwa owej z Doliny Wilkowskiej (Kowalski i in., 1979). Natomiast petrograficzne badania glin lodowcowych dorzecza Wis y (Lisicki, 2003) nie obj y niestety Gór wi tokrzyskich. Szczególnie dyskusyjna jest pozycja stratygraficzna utworów glacjalnych, wi zana z okresem zlodowace po udniowopolskich (np. Czarnocki, 1927, 1931; yczewska, 1971; Filonowicz, 1978; Kowalski i in., 1979; Lindner, 1984, 2004) (fig. 1A) i/lub zlodowace rodkowopolskich (np. Walczowski, 1968; Kosmowska-Sufczy ska, 1965; Filonowicz, 1980). Rozpoznany ostatnio kompleks osadów glacjalnych w Dolinie Kielecko- agowskiej w rejonie M chocic Kapitulnych (Ludwikowska-K dzia, Pawelec, 2014) oraz w rejonie Górek Nap kowskich (Ludwikowska-K dzia i in., 2015a) wydaje si by szczególnie istotny w aktualizacji ustale litogenetycznych i litostratygraficznych osadów czwartorz dowych Gór wi tokrzyskich. Stanowisko osadów glacjalnych w rejonie Nap kowa (Ludwikowska-K dzia i in., 2015a) jest zlokalizowane w strefie synklinorium kielecko- agowskiego trzonu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich, wyra onego w rze bie Dolin (Pado u) Kielecko- agowsk (fig. 1A). Pod o e podczwartorz dowe buduje kompleks w glanowych ska dewonu górnego (dolomity i wapienie) oraz karbonu dolnego (i owce, mu owce z wk adkami szarog azów), z wychodniami w rejonie Górek Nap kowskich (Filonowicz, 1969). Cechy makrostrukturalne i teksturalne osadów interpretacja rodowiska sedymentacji Osady kompleksu glacjalnego w rejonie Nap kowa ods aniaj si w obr bie erozyjnodenudacyjnej ostrogi mi dzyrzecza Belnianki i jej prawostronnego dop ywu (fig. 1A-B), na dwóch cianach nieczynnej piaskowni (fig. 1C), gdzie osi gaj mi szo 1,5-2,0 m (fig. 2, 3). S reprezentowane przez diamiktony oraz osady piaszczysto- wirowe. Osady diamiktonowe nale do powierzchniowego p ata morenowego o silnie zdenudowanej powierzchni (Filonowicz, 1976), która wznosi si na wysoko ci m n.p.m (fig. 1A,B).

212 210 Sesja terenowa Fig. 1. Lokalizacja stanowiska Nap ków na NMT fragmentu Doliny Kielecko- agowskiej (A), szkicu geomorfologicznym obszaru bada (B) oraz szkic sytuacyjny piaskowni z lokalizacj ods oni i wkopów (C) (na podstawie Ludwikowska-K dzia i in., 2015a, zmienione) W stanowisku Nap ków wydzielono trzy serie osadów (fig. 2, 3): I piaski i wiry piaszczyste (sp g serii nie zosta osi gni ty); II osady diamiktonowe: IIa dolny diamikton, o ilastym matrix, IIb górny diamikton, o piaszczystym matrix i III piaski z poziomem wirowogruzowym. Osady serii I zosta y zinterpretowane jako aluwia rzeki roztokowej, o korycie, które charakteryzowa o si przestrzennym zró nicowaniem rze by dna oraz krótkotrwa zmian stanów wód fluwioglacjalnych (fig. 2C,D). Za tak genez osadów serii I przemawiaj zarówno cechy makrostrukturalne jak równie teksturalne, tzn. (1) wyst powanie na niewielkiej przestrzeni, cz sto obocznie, zró nicowanego zespo u litofacji: (a) w dolnej cz ci serii wyst puje zespó litofacji piasku ó tego warstwowanego przek tnie p asko Sp (miejscami ma ok towo Sl) oraz horyzontalnie Sh, który odpowiada aluwiom piaskodennych koryt roztokowych rzek proglacjalnych, funkcjonuj cych w warunkach dostawy wody wskutek sezonowych epizodów ablacyjnych (Pisarska-Jamro y, 2006, 2007; Zieli ski, 2014). Strop i sp g litofacji jest ostry, lokalnie strop jest deformacyjny; (b) w górnej cz ci serii I wyst puj litofacje wiru piaszczystego GSm (GSt, SGm) oraz Sm, a sporadycznie piasku diamiktonowego SDm z rozproszonymi klastami wirów. S one interpretowane jako zapis krótkotrwa ych, intensywnych przep ywów wezbraniowych, z depozycj z suspensji (por. Pisarska-Jamro y, 2007).

213 Sesja terenowa 211 Fig. 2. Osady glacjalne w stanowisku w Nap kowie (na podstawie Ludwikowska-K dzia i in., 2015a, zmienione): A ods oni cie Nap ków ciana IA: ogólny widok sekwencji osadów z lokalizacj siedmiu próbek do analiz mineralogicznych; A1 g az granitowy z wyra nymi ladami p u enia; A2 sp g diamiktonu IIa z soczewkami piasków i wyra nymi deformacjami typu budin, fa dów, ma ej skali uskoków; B ods oni cie Nap ków IB, ogólny widok sekwencji osadów; B1 g az granitowy z wyra nymi ladami p u enia; B2 w diamiktonie IIa widoczny klast piaskowca przypominaj cy dropston, w sp gu strefa mi szej warstwy piasku masywnego z pojedynczymi wirami, poni ej widoczna zdeformowana warstwa diamiktonu IIa; C ods oni cie Nap ków IIa: ogólny widok sekwencji osadów; C1 erozyjny kontakt diamiktonu IIa i piasków III z poziomem za elezienia; C2 sp g diamiktonu IIa ze zdeformowanymi soczewkami piasków; D ods oni cie Nap ków b: ogólny widok sekwencji osadów; D1 przekszta cona eolicznie powierzchnia terenu z poziomem wirowo-gruzowym, D2 fragment clast boulder pavement (CVB) z wyra n orientacj klastów w sp gu diamiktonu IIa oraz strefami ci ; E logi sedymentologiczne osadów, lokalizacja

214 212 Sesja terenowa Deformacje stropu i sp gu litofacji Sm (ma ej skali uskoki, fa dy) sugeruj jednak, e jej masywna struktura mo e by cech wtórn, powsta poprzez zatarcie pierwotnej struktury wskutek up ynnienia, zainicjowanego na przyk ad przez depozycj osadów nadleg ego kompleksu diamiktonowego (serii II); (2) dominuj cy w spektrum mineralnym uk ad wiod cych minera ów granaty>amfibole>cyrkon (staurolit, epidot), charakterystyczny dla piasków fluwioglacjalnych Polski ni owej (por. Racinowski, 2008, 2010) oraz stwierdzony w piaskach fluwioglacjalnych Doliny Kielecko- agowskiej Gór wi tokrzyskich (Ludwikowska-K dzia, 2013); (3) dominacja ziaren reprezentuj cych rodowisko rzeczne EM/EL i EL (70-75%), przy du ym udziale ziaren typu INNE (16,7-20,2%) i niskim udziale ziaren genezy eolicznej RM i EM/RM (0,0-12%). Seria IIa to diamikton dolny DF (m1) o ilastym matrix le y na zdeformowanych i miejscami ci tych erozyjnie piaskach serii I (fig. 2A-D). Barwa diamiktonu w stanie wilgotnym jest wi niowa (fig. 2C), natomiast w stanie suchym jest brunatna. Struktura diamiktonu to zespó zdeformowanych plastycznie lamin (jasno ró owych i ciemno wi niowych), lokalnie z nieregularnymi soczewkami, budinami, a gdzieniegdzie ze zgniecionymi i porozrywanymi ich fragmentami typu brekcji (fig. 2A-B). Szkielet ziarnowy w dolnej cz ci jest zwarty, tworz go wiry, ale tak e ostrokraw dziste fragmenty piaskowców. Klasty te tworz poziom g azowy (clast/boulder pavement) (fig. 2D-2) W dolnej cz ci diamiktonu widoczne s równie liczne soczewki piasków, typu sheets, stringers i pockets (Kessler i in., 2012), najcz ciej zdeformowane (fa dy, uskoki ma ej skali, budina czy nasuni cia) (fig. 2D). Natomiast w górnej cz ci serii brak makroskopowo szkieletu ziarnowego i/lub ten jest on rozproszony. Klasty te miejscami przypominaj dropstony osady z nap awiania (fig. 2B-2). Seria IIa wykazuje cechy diamiktonu deponowanego w rodowisku subglacjalnym, wed ug klasyfikacji Evansa i in., 2006, Bena i Evansa (2012) mo na ten diamikton uzna za subglacial traction till (STT). wiadczy o tym: (1) clast/boulder pavement, który wskazuje miejsce kontaktu lód-pod o e, (2) obecno w sp gu warstwy lamin piaszczystych sand lenses: pockets, sheets i stringers z deformacjami typu fa dów i uskoków, w ma ej skali nasuni oraz budina u (fig. 2A- 2,C,C-2), (3) wyst powanie fragmentów diamiktonu (w formie brekcji) w pod cielaj cych piaskach (fig. 2B-B-2), oraz obecno na kontakcie tych osadów strefy cinania sugeruje bazalne ciskanie-wyciskanie i zgniatanie, prawdopodobnie zmarzni tego materia u przez poruszaj cy si lód lodowcowy (lodowiec) (Pederson, 2005; Kessler i in., 2012). Dowodz tak e okresowego wzrost udzia u wód subglacjalnych i sugeruj istnienie stref odspoje na kontakcie lód-pod o e (Piotrowski i in., 2006; Evans i in., 2006; Ben, Evans, 2012), (4) obecno w diamiktonie klastów zwietrza ych i owców oraz piaszczystego pod o a, co sugeruje, e podstawowym ród em materia u do formowania diamiktonu by y zwietrzeliny ska pod o a (paleozoicznego i/lub mezozoicznego) badanego obszaru, np. wychodnie i owców, mu owców, upków ilastych karbonu i/lub i ów triasowych (Kubala-Kuku i in., 2012). Podobie stwo dolnego diamiktonu (IIa) do ska pod o a mo e by kolejnym wska nikiem glacjalnej genezy diamiktonów i po rednio wyznacza kierunek ruchu lodu lodowcowego. Zwi zek diamiktonu z osadami ska pod o a potwierdza równie sk ad mineralny i cechy spektrum minera ów ci kich, tj. przewaga wtórnych minera ów powsta ych z przeobra ania pirytu, wyst puj cych w postaci agregatów, oraz niewielki udzia minera ów przezroczystych. Natomiast przewaga ziaren genezy rzecznej typu EM/EL i EL ( cznie 88,3%) w diamiktonie dowodzi erozji pod o a piaszczystego i inkorporacji piasków w warstw deformacyjn. Natomiast wzrost w górnej cz ci diamiktonu IIa udzia u ziaren o genezie eolicznej (do 21%) sugeruje rozwój procesów eolicznych towarzysz cy prawdopodobnie transgreduj cemu lodowcowi. Uk ad kolejno ci minera ów wiod cych w diamiktonie granaty>amfibole>cyrkon (epidot, kyanit) jest podobny do tych, jakie przyjmuje si za charakterystyczne dla glin zwa owych Polski (por. Racinowski, 2010). Seria IIb to diamikton górny (DSFm2), który jest masywny. Jest barwy brunatnej, o rozproszonym szkielecie ziarnowym, ze redni zawarto ci klastów. Sk ad petrograficzny jest

215 Sesja terenowa 213 zró nicowany, obok g azów granitowych wyst puje ostrokraw dzisty gruz piaskowców, dobrze obrobionych krzemieni, fragmentów miocenu detrytycznego, ska mezozoicznych i paleozoicznych. Matrix diamiktonu jest piaszczysty, lokalnie piaszczysto-ilasty. Diamikton zawiera bry y piaszczyste, ró nych kszta tów, o ostrokraw dzistych, tylko miejscami o zaokr glonych kraw dziach, strukturze masywnej, lokalnie z systemem zachowanych struktur, prawdopodobnie dehydratacyjnych. Kontakt diamiktonu IIb z diamiktonem IIa jak i nadleg seri piaszczysto- wirow jest deformacyjny. W sk adzie mineralnym podobnie jak w i w cechach stopnia obtoczenia i obróbki ziaren kwarcu pomi dzy doln i górn cz ci diamiktonu zaznaczaj si ró nice. W dolnej cz ci diamiktonu dominuj ziarna o genezie rzecznej typu EL i EM/EL (63,8%). Poza nimi wyst puj tylko ziarna typu INNE (30,2%) oraz typu C (3,4%). Ziarna typu RM i EM/RM o genezie eolicznej spotykane s sporadycznie (1,7%). Przewa aj minera y rednioodporne (47,2%), reprezentowane przez granaty i epidoty. Udzia minera ów z pozosta ych grup jest wyrównany. Natomiast w górnej masie diamiktonu zaznacza si wi ksza ró norodno typów ziaren wzrasta udzia ziaren typu RM i EM/RM (30,1%) oraz ziaren typu C (6,2%). Dominuj minera y odporne (46,9%), g ównie cyrkon (Z), przy du ym udziale minera ów z grupy rednioodpornych (40,3%). Najmniejszy udzia maj minera y nieodporne (12,8%), amfibole. Uk ad kolejno ci minera ów wiod cych dla tego diamiktonu to granaty>amfibole>cyrkon (epidoty) lub cyrkon>granaty>amfibole. Subglacjlane warunki powstania tego diamiktonu dokumentuje m.in. du y stopie homogenizacji osadu oraz obecno narzutniaków skandynawskich z cechami pobytu w strefie trakcji (wyd u one i sp aszczone, powierzchnie ich s dobrze wyg adzone, pr kowane z klinowymi wg bieniami, stoss-and-lee (por. Krüger, 1984; Benn, 1995). Deformacyjny charakter sp gu litofacji diamiktonu ma genez obci eniow, prawdopodobnie osady by y uwalniane przez wytopienie (por. Evans i in., 2006, Ben and Evans, 2012). Obecno na granicy diamiktonów bry piaszczystych z zachowan struktur wewn trzn, mo e tak e dowodzi warunków wytapiania si pod lodowcem materia u, który ten pobra z przemarzni tego pod o a. Natomiast warunki powstania deformacji stropu diamiktonu nie s jednoznaczne. Widoczne tam m.in. diapiry, owalne sand blocks o strukturze masywnej (przypominaj ce kroplowe pogr zy), nale y wi za z niestatecznym uwarstwieniem g sto ciowym (por. Butrym i in., 1964; D u y ski, 1966; Anketell i in., 1970; Ceg a, D u y ski, 1970; Harris i in., 2000). Sk ad mineralny oraz cechy obtoczenia i zmatowienia ziaren kwarcu wyst puj cych w diamiktonie s typowe dla glin lodowcowych Polski (por. Racinowski, 2010; Woronko, 2012). Bardzo z e obtoczenie minera ów, ich wyst powanie w postaci zro ni tych agregatów oraz obecno porwaków dolnego diamiktonu (seria IIa) sugeruje egzaracj diamiktonu IIa, zwi zek diamiktonu ze ska ami paleozoicznego i mezozoicznego pod o a i krótki transport materia u. Natomiast materia piaszczysty w dimiktonie pochodzi najprawdopodobniej z wód wytopnieniowych, supra- i/lub inglacjalnych. Warto zaznaczy, e okre lone cechy sk adu minera ów ci kich diamiktonów glacjalnych w stanowisku Nap ków (tak e udokumentowanych w rejonie M chocic) pozwalaj na ich odró nienie od diamiktonów peryglacjalnych wyst puj cych w Dolinie Kielecko- agowskiej (stanowisko Huta Stara, Koszary) (fig. 3). Fakt ten ma istotne znaczenie dla bada litogenetycznych osadów czwartorz dowych prowadzonych w otworach wiertniczych. Osady serii III wyst puj powierzchniowo, przykrywaj seri diamiktonow i s adaj si z trzech litofacji: (a) piasków masywnych Sm, (b) wirów/gruzów masywnych G-Bm, (c) piasków zdeformowanych Sd. Osady te mo na interpretowa jako osady transportowane i deponowane przez wody lodowcowe (wytopnieniowe). Wraz z nimi by y uwalniane z lodu osady wirowo-gruzowe. By to etap stagnacji/zaniku lodowca. Osady te wykazuj podobie stwo do piasków serii I, ale maj wyra ne cechy transformacji peryglacjalnej, m.in. (1) dominacja w osadach ziaren typu EM/RM, dobre obtoczenie i wysortowanie ziaren minera ów ci kich oraz uk ad kolejno ci minera ów wiod cych, charakteryzuj cy osady wydmowe. Jest to zapis oddzia ywania procesów eolicznych,

216 214 Sesja terenowa w relatywnie krótkim okresie (por. Mycielska-Dowgia o, 1996; Woronko, 2001, 2012). Litofacje piaszczyste Sd, Sm reprezentuj piaski pokrywowe, (2) przypowierzchniowe nagromadzenie grubofrakcyjnych osadów G-Bm jako efekt rozwoju procesów wymarzania, wyeksponowany powierzchniowo wskutek rozwoju procesów eolicznych (bruk deflacyjny). (3) deformacyjna i erozyjna granica z pod cielaj cymi je diamiktonami zapis istnienia w warunkach peryglacjalnych uk adu niestatecznego warstwowania g sto ciowego i erozyjnego rozcinania pokrywy osadów glacigenicznych. Erozyjne rozci cie widoczne w stropie ods oni cia (fig. 2C,C-1) by o zape niane piaskami pylastymi, (4) obecno rdzawych lamin i poziomów wytr ce elazistych w piaskach Sd, o z o onej genezie (Bockheim, Hartemink, 2013). Fig. 3. Zestawienie sk adu minera ów ci kich diamiktonów glacjalnych z Nap kowa i M chocic z diamiktonami peryglacjalnymi z Huty Starej i Koszar (na podstawie Ludwikowska-K dzia, 2013) Chronostratygrafia Uzyskane wyniki datowa OSL czterech próbek piasków fluwioglacjalnych serii I (fig. 2E) wskazuj, e osady te, zgodnie z podzia em klimatostratygraficznym kompleksu rodkowopolskiego w plejstocenu Polski (Lindner, Marks, 2012) by y deponowane w okresie obejmuj cym warunki interglacja u lublin (MIS7) i zlodowacenia odra (MIS6). Natomiast datowanie OSL piasków pokrywowych serii III wskazuje, e nale do plenivistulianu (MIS3). Zgodnie z uzyskanymi wynikami datowa OSL, w nawi zaniu do obowi zuj cej stratygrafii plejstocenu regionu wi tokrzyskiego (Lindner, 2004), rzeki roztokowe deponowa y aluwia serii I w warunkach inter/peryglacjalnych interglacja u lublin i zlodowacenia odra. Cechy tekstualne osadów wskazuj jednak na ich fluwioglacjalne pochodzenie. Seri diamiktonów IIa i IIb mo na wi c wi za z okresem zlodowacenia odra, co wskazuje na obecno lodu lodowcowego po po udniowej stronie ysogór.

217 Sesja terenowa 215 Osady piaszczyste i poziom wirowo-gruzowy serii III s zapisem procesów wytapiania materia u lodowcowego w okresie stagnacji/zaniku lodowca, ale przede wszystkim erozyjnodenudacyjnego przekszta cania odziedziczonych osadów glacigenicznych, w warunkach rodkowego plenivistulianu (MIS3). Na zanik zmarzliny wskazuje deformacyjna granica osadów z diamiktonami, obecno w osadach wytr ce elazistych b d cych przejawem rozwoju procesów geologiczno-glebowych. Du y udzia ziaren eolicznych w osadach dowodzi z kolei intensyfikacji procesów eolicznych w warunkach peryglacjalnych. Datowania OSL kompleksu osadów umo liwi y ich dok adniejsz interpretacj stratygraficzn, chocia wykaza y pewne niezgodno ci z obowi zuj cymi ustaleniami litostratygraficzymi i paleogeograficznymi plejstocenu w regionie wi tokrzyskim. Fig. 4. Lokalizacja Gór wi tokrzyskich na tle zasi gów zlodowace Polski (na podstawie Marks, 2011; Lindner, Marks, 2012) Podsumowanie Badania cech strukturalnych i teksturalnych kompleksu analizowanych osadów w stanowisku w Nap kowie wykaza y, e jest on zapisem cyklu glacjalnego i postglacjalnego. Subglacjalne gliny zalegaj ce na fluwioglacjalnych piaskach i wirach dowodz zaistnienia pokrywy lodowej na obszarze Doliny Kielecko- agowskiej w po udniowej cz ci Gór wi tokrzyskich. Zró nicowanie facjalne glin rodowiska subglacjalnego, tego samego epizodu glacjalnego, wynika ze zmiennych w czasie i przestrzeni, z o onych procesów depozycyjno-deformacyjnych odpowiedzialnych za ich formowanie pod stop aktywnego lodu. Procesy te by y warunkowane przede wszystkim urozmaicon rze b pod o a podczwartorz dowego w Dolinie Kielecko- agowskiej Gór wi tokrzyskich, tym samym zró nicowanym przestrzennie uk adem pod o a, brakiem lub obecno ci zmarzliny.

218 216 Sesja terenowa Przykrycie diamiktonów przez osady piaszczyste i piaszczysto- wirowe nale y czy z akumulacj wód pochodz cych z wytapiania lodu. By y to dogodne warunki do deformacji osadów kompleksu glacigenicznego wskutek tworzenia si sedymentacyjnych i niesedymentacyjnych uk adów o niestatecznym warstwowaniu g sto ciowym. Transformacji kompleksu w warunkach peryglacjalnych dope ni zespó procesów erozyjno-denudacyjnych i eolicznych. Ustalenie wieku OSL osadów u ci li o ich pozycj stratygraficzn, która potwierdza interpretacj genetyczn i paleo rodowiskow cech strukturalnych oraz teksturalnych osadów. Ich depozycj nale y wi za ze zlodowaceniem odra, a peryglacjaln transformacj z plenivistulianem Tak wyinterpretowana pozycja stratygraficzna osadów nie zgadza si z ustaleniami paleogeografii plejstocenu w regionie wi tokrzyskim (Lindner, 2004), z zasi giem zlodowacenia odra w Polsce (Marks, 2011; Linder, Marks, 2012) (fig. 4). Uzyskane wyniki bada wskazuj na potrzeb kontynuacji szczegó owych prac w zakresie genezy i wieku osadów glacigenicznych wyst puj cych w Górach wi tokrzyskich, tym samym ponownie stawiaj problem zasi gu i przebiegu zlodowace plejstoce skich w Górach wi tokrzyskich, szczególnie zlodowace rodkowopolskich.

219 Sesja terenowa 217 Stanowisko (Stop) 2. CZAPLÓW LITOSTRATYGRAFIA I CHRONOSTRATYGRAFIA OSADÓW FACJI PLEJSTOCENU DOLINNEGO W PROFILU OTWORU WIERTNICZEGO CZAPLÓW UJK 3 LITHOSTRATIGRAPHY AND CHRONOSTRATIGRAPHY OF PLEISTOCENE SEDIMENTS IN CZAPLÓW UJK 3 BOREHOLE Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, malgorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl Otwór wiertniczy Czaplów UJK-3 wykonano w ramach projektu MNiSW numer N , realizowanego w latach Jest on zlokalizowany ok. 1 km na po udnie od Bielin, w rejonie wsi Czaplów (fig. 1, str. 210), w obr bie wysokiego poziomu terasy doliny rzeki Belnianki. Pod o e, które buduj dolomity i wapienie dewo skie, poci te uskokami, osi gni to na g boko ci 37,5 m. Badania geofizyczne (Tracz, 1976) ujawni y istnienie w nim paleoobni e o z o onej genezie, najprawdopodobniej krasowej (Ludwikowska-K dzia, 2012, 2016). Wed ug Kowalskiego (1995) jest to strefa aktywna tektonicznie, tj. w z ów geodynamicznych typu SD, utworzonych na przeci ciu osi synklin, w tym przypadku synkliny Radlina (Filonowicz, 1976; Konon, 2006), z osi depresji transwersalnej (Kowalczewski, 1963), co skutkuje tendencj do subsydencji. Wyniki szczegó owych bada sedymentologicznych, geochemicznych i geochronologicznych osadów by y podstaw wyró nienia w profilu wiercenia trzech litogenetycznych i chronostratygraficznych kompleksów osadów (Ludwikowska-K dzia i in., 2015b; Ludwikowska- K dzia, w druku), tj.: I. zwietrzelinowy ska pod o a (WB), II. fluwioeoliczny (FA), III. fluwialnostokowo-eoliczny, poligeniczny (FSA). I. Kompleks WB zwietrzelinowy ska pod o a (mi szo ok. 5,8 m) sk ada si z rumoszu dolomitów przechodz cego w dolomitowo-kalcytowe piaski. Dolomity wykazuj wysoki stopie degradacji fizyko-mechanicznej i chemicznej przejawiaj cej si w ich kawernisto ci, du ej podatno ci na kruszenie oraz plamisto ci powierzchni. Mechaniczna dezintegracja dolomitów, obok za o e tektonicznych, wed ug których mo emy mie do czynienia z brekcj tektoniczn (por. Czermi ski, 1960; Migaszewski, 1990), odbywa a si prawdopodobnie w warunkach glacjalnych, np. na etapie bezpo redniego kontaktu lodu lodowcowego z pod o em (por. Bukowska-Jania, 2003), w warunkach peryglacjalnych z oddzia ywaniem procesów kriogenicznych (por. Migaszewski, 1990). Podatno na dezintegracj mechaniczn dolomitów mog a zwi kszy si wskutek ich wcze niejszej degradacji strukturalnej i chemicznej, czyli procesu dedolomityzacji (por. Vierek, 2005). Natomiast piaski sk adaj si z krystalicznej postaci przezroczystych ziaren dolomitu, co dowodzi bardziej zaawansowanego procesu wietrzenia ska pod o a, obserwowanego przez autork w strefach brze nych kraw dzi lejów krasowych w kamienio omach Komorniki i Winna k. agowa. Ziarna dolomitów s silnie przekszta cone przez procesy wietrzenia chemicznego. Osady tego kompleksu dokumentuj stref wietrzenia ska pod o a (por. Kowda, 1984), która rozwija a si w obr bie paleoobni ena krasowego, przy wspó dzia aniu procesów dedolomityzacji i krasowienia. II. Kompleks AF (mi szo 13,5 m) fluwioeoliczny, tworz py owo-piaszczyste i piaszczyste wiry, przykryte piaskami. Seria wirów sk ada si wy cznie z piaskowców, dobrze

220 218 Sesja terenowa obtoczonych, ale tak e fragmentów ostrokraw dzistych. Natomiast piaski charakteryzuj si horyzontalnym warstwowaniem, bardzo wysokim udzia em ziaren genezy eolicznej typu RM oraz EM/RM ( cznie powy ej 70%), z przewag minera ów ci kich z grupy odpornych (cyrkon, staurolit, turmalin i kyanit), przy wysokiej frekwencji granatów. Osady tego kompleksu s interpretowane jako aluwia facji korytowej, wirowo-piaszczystej roztoki. Natomiast wysoki udzia ziaren genezy eolicznej w osadach, wzbogacenie w granaty dowodzi, panowania w obszarze bada warunków peryglacjalnych, sprzyjaj cych intensyfikacji procesów eolicznych. III. Kompleks FSA (mi szo 18,2 m) fluwialno-stokowo-eoliczny, poligeniczny sk ada si z serii (a) wirowo-piaszczysto-mu owej w dolnej cz ci kompleksu (b) mu ków szarych i ó tych, w jego cz ci rodkowej oraz (c) piasków w cz ci górnej. Jest zapisem przej cia od wysokoenergetycznego rodowiska rzecznego (wezbraniowego) przez etap funkcjonowania zbiornika wód stoj cych lub o s abym przep ywie, do wzrostu energii rodowiska rzecznego, z zapisem przemiennego funkcjonowania procesów eolicznych i fluwialnych (denudacyjnych). Istnienie zbiornika i warunków stagnowania wód potwierdzaj cechy sk adu mineralnego mu ków, tj. przede wszystkim dominacja yszczyków. Natomiast zmiana ród a zasilania i/lub o ywienie energii wód zosta o zapisane depozycj osadów z przewag minera ów odpornych. Jest to cecha zwi zana z pochodzeniem wi kszo ci minera ów ze ska lokalnych, paleozoicznych, ale tak e mezozoicznych i jest cech lokalnego t a mineralogicznego, natomiast wzrost udzia u amfiboli i piroksenów w osadach wydaje si by diagnostyczny dla uruchamiania osadów glacjalnych (Ludwikowska-K dzia, 2013). Obecno w serii mu ków struktur kriogenicznych i ziaren p kni tych pochodz cych z naprzemiennego rozmarzania i zamarzania wskazuje na istnienie warstwy czynnej (Kowalkowski, Mycielska-Dowgia o, 1985; Woronko, Hoch, 2011; Woronko 2012) i informuje o wyst powaniu zmarzliny sezonowej. W górnej, piaszczystej serii kompleksu osadów zaznacza si zapis przemiennego funkcjonowania procesów eolicznych, fluwialnych i/lub denudacyjnych. Obni enie krasowe w dnie Pado u Kielecko- agowskiego w rejonie Czaplowa by o wi c systematycznie zasypywane osadami. Powsta a poligeniczna w profilu pionowym, jak i przestrzennie, mozaikowa pokrywa osadów poligeniczny poziom akumulacyjny. Problem rozgraniczenia tradycyjnych teras fluwialnych od tych wycinanych w osadach deluwialnych czy poligenicznych, jak to jest w analizowanym przypadku, powinien by tematem osobnej dyskusji. Brakuje jednoznacznych przes anek do okre lenia wieku osadów najstarszego kompleksu osadów WB w profilu Czaplów UJK-3, efektu wielocyklicznego niszczenia ska pod o a zbudowanego z dolomitów. Natomiast zgodnie z uzyskanymi datowaniami OSL (Ludwikowska- K dzia, w druku), akumulacja kompleksu fluwioeolicznego AF mia a miejsce w okresie narastaj cej aridyzacji klimatu, wi zanej z transgresj l dolodu zlodowacenia odra (MIS 6; za Lindner, 2004; Lindner, Marks, 2012). Natomiast kompleks osadów FSA by ju deponowany w najch odniejszej fazie vistulianu, tj. w górnym plenivistulianie (MIS 2) i podczas och odzenia m odszego dryasu (od 11,5 ka BP do pocz tków holocenu). W profilu osadów otworu wiertniczego Czaplów UJK-3 brakuje serii osadów glacjalnych, udokumentowanych na wysoczy nie morenowej w rejonie Nap kowa, któr rozcina rzeka Belniank. Nie stwierdzono istotnych rozbie no ci pomi dzy rozpoznanymi rodowiskami sedymentacyjnymi osadów w profilu Czaplów UJK-3, uwarunkowaniami klimatycznymi i rodowiskowymi ich funkcjonowania, ustalonymi wy cznie na podstawie analiz ich cech strukturalnych i teksturalnych, a wynikami oznacze wieku osadów metod OSL.

221 Sesja terenowa 219 Stanowisko (Stop) 3. S OPIEC-JAB ONNA LITOSTRATYGRAFIA I CHRONOSTRATYGRAFIA OSADÓW CZWARTORZ DOWYCH W STREFIE KOPALNEGO KRAJOBRAZU KRASOWEGO W KOTLINIE S OPCA LITHOSTRATIGRAPHY AND CHRONOSTRATIGRAPHY OF QUATERNARY SEDIMENTS IN THE ZONE OF FOSSIL KARST LANDSCAPE IN THE S OPIEC VALLEY Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, malgorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl Otwory wiertnicze Jab onna UJK-1 i S opiec UJK-2 zosta y wykonane w rejonie Daleszyc i S opca Szlacheckiego (fig. 1), w ramach realizacji projektu MNiSW numer N , realizowanego w latach Wst pne wyniki bada by y publikowane (Ludwikowska- K dzia i in., 2011; Ludwikowska-K dzia, 2015). Pod o e paleozoiczne, które osi gni to wierceniami na g boko ci 51 m (Jab onna UJK-1) i 58 m (S opiec UJK-2), to dewo skie wapienie synkliny ga zicko-bolechowickiej, nale cej do antyklinorium ch ci sko-klimontowskiego masywu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich. Fig. 1. Lokalizacja otworów wiertniczych Jab onna UJK-1 i S opiec UJK-2 na numerycznym modelu terenu okolic S opca Szlacheckiego Rze ba pod o a podczwartorz dowego okolic S opca Szlacheckiego i Doliny Bia e ugi zosta a rozpoznana na podstawie sondowa geoelektrycznych (Tracz, 1986; Szczepa ski, 1995). Charakteryzuje si ona licznymi paleoobni eniami genezy krasowej, typu lejów krasowych, uwa ów o nierównym dnie, m.in. o za o eniach tektonicznych, bez ukierunkowanego spadku, który wskazywa by na genez fluwialn tych obni e (Ludwikowska-K dzia, 2015, 2016, w druku). Wyst puj równie izolowane pagóry osta cowe. W obr bie jednego z nich jest usytuowany nieczynny kamienio om w S opcu Szlacheckim, w którym równie widoczne s

222 220 Sesja terenowa formy krasowe. Warto podkre li, e w tej kopalnej rze bie krasowej dominuj formy wkl s e, zarówno pod wzgl dem wielko ci jak i ich ilo ci. Lokalizacja obu wierce nawi zywa a do (1) kopalnych paleoobni e w glanowego pod o a podczwartorz dowego, (2) poligenicznego (plejstoce skiego) poziomu dolinnego w rejonie S opca Szlacheckiego (Wachecka-Kotkowska, Ludwikowska-K dzia, 2008), (3) strefy najbardziej mi szej pokrywy osadów czwartorz dowych Gór wi tokrzyskich, reprezentuj cej facj plejstocenu dolinnego (Czarnocki, 1950), tak e (4) archiwalnych wierce Jab onna 6 (Czarnocki, 1957) i S opiec 16 (Filonowicz, 1972), które by y m.in. podstaw konstrukcji profilu litostratygraficznego osadów czwartorz dowych dla po udniowo-zachodniej i centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich ( yczewska, 1971; Filonowicz, 1972; Lindner 1984). Badania osadów w obu profilach otworów wiertniczych przeprowadzono z zastosowaniem kompleksu wspó cze nie stosowanych metod bada osadów czwartorz dowych. Analizy sedymentologiczne obejmowa y cechy strukturalne (makro- i mikrostrukturalne), teksturalne osadów (w zakresie uziarnienia, sk adu mineralno-litologicznego, stopnia obtoczenia i zmatowienia ziaren kwarcu). Ponadto, wykonano analizy geochemiczne, geofizyczne, palinologiczne oraz datowania OSL. Wyró niono ostatecznie pi g ównych kompleksów osadów (w kolejno ci od sp gu ku górze profili otworów wiertniczych): I. zwietrzelinowy ska pod o a (WB) i/lub wirowisk ska lokalnych (GB); II. zbiornikowo-fluwialny (RF), III. fluwioeoliczny (FA), IV. glacjalny (GLG) oraz V. poligeniczny, fluwialno-stokowo-eoliczny (FSA) (Ludwikowska-K dzia, w druku). Kompleks I. GB/WB (zwietrzelinowy / wirowisk lokalnych ska pod o a; mi szo 1-4m) tworz wiry i sporadycznie ostrokraw dziste fragmenty ska lokalnych. S to g ównie piaskowce, wapienie, lidyty, bez udzia u materia u skandynawskiego. Osady te wi e si z warunkami preglacjalnego i/lub eoplejstoce skiego zasypania g boko wyerodowanych dolin rzecznych (Filonowicz, 1972). Jednak geneza obni e nie jest typowo fluwialna lecz krasowa, fluwiokrasowa. Dlatego te osady tego kompleksu mog y zosta dostarczone na drodze procesów denudacyjnych, odpowiedzialnych za dostaw wie ych zwietrzelin z s siednich stoków pasm wzniesie. Natomiast wiry s raczej zapisem transportu pod u nego, efektem okresowych wezbra. Kompleks II. RF (zbiornikowo-fluwialny; mi szo 10-15m) jest reprezentowany przez szare i szarozielone mu ki z przewarstwieniami piasków, w glanowe, z detrytusem ro linnym w cz ci rodkowej profilu. W literaturze regionalnej wi e si jego powstanie ze rodowiskiem zbiorników zaporowych, które powsta y wskutek podparcia ni ej po o onych odcinków dolin masami l dolodów po udniowopolskich (Lindner, 1984, 2004). Przeprowadzone badania cech strukturalnych i teksturalnych osadów kompleksu RF potwierdzi y ich zbiornikowe rodowisko sedymentacji, depozycj z trakcji i suspensji, przy zmiennej pr dko ci pr du i koncentracji materia u. Mechanizmem transportu by y pr dy zawiesinowe i sp ywy grawitacyjne. Osady kompleksu RF wykazuj zwi zek z lokalnymi zwietrzelinami ska pod o a zarówno w zakresie spektrum minera ów ci kich jak i obróbki ziaren kwarcu. Spektrum minera ów ci kich (niewielka ilo minera ów przezroczystych, dominacja minera ów odpornych, ich w ski zakres jako ciowy, du y udzia yszczyków) wykazuje podobie stwo m.in. do osadów trzeciorz dowych ró nych serii fluwialnych Kotliny Sandomierskiej (Mycielska-Dowgia o, 1978) czy neoge skich (Barcicki i in., 1991, 1996; Mycielska-Dowgia o, 1995; Urban, 2013). Obecno kryszta ów w glanów w osadach RF mo na interpretowa jako efekt uruchamiania zwietrzelin ska w glanowych, natomiast greigitu i framboidów pirytowych w osadach wskazuje na okresowe warunki beztlenowe panuj ce w tym zbiorniku. Nie stwierdzono materia u skandynawskiego. Stopie obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziaren kwarcu w osadach kompleksu RF wskazuje, e pocz tkowo osady by y kszta towane w dwóch rodowiskach: wietrzeniowym i wysokoenergetycznym wodnym pla owym, co potwierdza ich zwi zek z osadami morskimi neogenu. Pó niejsza, okresowa dostawa osadów z detrytusem ro linnym, w których analiza palinologiczna wykaza a wyst powanie taksonów rodowisk morskich (szelfu) jak i l dowych,

223 Sesja terenowa 221 g ównie paleoge skich i neoge skich ale tak e kredowych i czwartorz dowych, wskazuje na zmian róde zasilania i o ywienie procesów erozyjnych i denudacyjnych odpowiedzialnych za uruchamianie zwietrzelin ska pod o a, udokumentowane zmianami warto ci podatno ci magnetycznej. Kompleks RF jest wi c zapisem cyklicznego przyrastania osadów w rodowisku zbiornikowym. Z czasem, rejestrowana zmiana róde dostawy materia u detrytycznego (rzecznego i eolicznego), wskazuje na zanik zbiornika i och odzenie. Materia em ród owym s pocz tkowo autochtoniczne, paleoge sko-neoge skie zwietrzeliny ska lokalnych, o ubogim spektrum minera ów ci kich, stopniowo wzbogacane w osady allochtoniczne, wnosz ce w spektrum g ównie minera y z grupy rednio- i nieodpornych. U ci lenie cech osadów kompleksu RF jest bardzo istotne w regionalnej litostratygrafii, poniewa pozwoli na odró nienie tych osadów od m odszych generacji mu ków (vistulia skich i holoce skich), które powszechnie wyst puj w dnach dolin rzek Gór wi tokrzyskich. Udokumentowano wi c przyjmowane w literaturze regionalnej ród o osadów tego kompleksu, upatrywane w i ach krakowieckich, lessach, zwietrzelinach ska lokalnych i tak e osadach glacjalnych (Czarnocki, 1931; Filonowicz, 1972; Lindner, 1984). Kompleks III. AF (fluwioeoliczny; mi szo ok. 8m) tworz piaski, które wyró nia bardzo wysoki udzia ziaren genezy eolicznej typu RM i EM/RM (70-90%). Zosta on równie stwierdzony w Dolinie Kielecko- agowskiej, w profilu otworu wiertniczego Czaplów UJK-3 oraz w profilu osadów czwartorz dowych w Górnie (materia y niepublikowane). Spektrum minera ów ci kich charakteryzuje si przewag minera ów odpornych (cyrkon, staurolit, turmalin, kyanit), przy znacznej frekwencji granatów, amfiboli i piroksenów oraz wysokim udziale kryszta ów w glanów. Obecno kompleksu AF w profilu osadów (1) wskazuje na zimne warunki klimatyczne sprzyjaj ce intensyfikacji procesów eolicznych, a w przypadku zwi zku cech litologicznych sp gu bezpo rednio nadleg ego diamiktonu z kompleksem AF, równie za wiadcza o tego typu warunkach poprzedzaj cych glacjacj obszaru (por. Woronko, 2012), (2) rejestruje lokaln, fluwialn faz akumulacji zwi zan ze zmian klimatu (i/lub warunków tektonicznych). Wyra na dwoisto róde pochodzenia osadów serii AF (eoliczna - fluwialna) ma istotne znaczenie w regionalnej korelacji stratygraficznej osadów czwartorz dowych Gór wi tokrzyskich. Kompleks IV. GLG (glacjalny; mi szo m) tworz dwa lub trzy poziomy diamiktonów, rozdzielone seriami piasków i wirów piaszczystych (S1-S4), rytmitów oraz zdeformowanych debrytów (serii py ów piaszczystych i i ów) (LG1-LG2). ród em osadów (w zakresie sk adu mineralno-litologicznego) s lokalne zwietrzeliny ska pod o a, bogate w minera y odporne, co jest cech t a mineralogicznego osadów czwartorz dowych w centralnej cz ci Gór wi tokrzyskich (Ludwikowska-K dzia, 2013) wzbogacane w allochtoniczny materia, zawieraj cy amfibole, granaty i pirokseny. Diamiktony w obu profilach otworów wiertniczych S opiec UJK-2 i Jab onna UJK-1 powsta y na drodze krótkiego transportu, w warunkach ma ej dynamiki o rodka transportuj cego osad, w jednej jednostce zimnej (glacjale). Cechy strukturalne jak i teksturalne (w zakresie sk adu mineralnego, obróbki ziaren kwarcu oraz cech geochemicznych) potwierdzaj glacjalne rodowisko ich depozycji. W sk adzie petrograficznym diamiktonów stwierdzono udzia ska w glanowych, mezozoicznych i mioce skich, natomiast obecno materia u skandynawskiego, makroskopowo i w szlifach, zosta a zaobserwowana w profilu S opiec UJK-2 tylko w górnym diamiktonie, natomiast w diamiktonie rodkowym tylko w szlifach. Serie osadów GL1-GL2, drobnofrakcyjnych, lokalnie rytmitów py owo-ilastych, nalezy rozwa a jako osady proglacjlanych zbiorników, których powstaniu sprzyja y cechy lokalnej rze by. Ich deformacj mo na m.in. wi za z depozycj nadleg ych diamiktonów. Serie piaszczyste i piaszczysto- wirowe S2-S4, wspó wyst puj ce z diamiktonami, wykazuj z nimi podobne cechy w zakresie sk adu minera ów ci kich oraz obróbki ziaren kwarcu. S to osady fluwioglacjalne, o zró nicowanym stopniu wysortowania, spektrum minera ów ci kich g ównie z dominacj amfiboli i granatów (por. Racinowski, 2010), wysokim udzia em ziaren typu INNE, przy przewadze ziaren genezy wodnej EM/EL i EL.

224 222 Sesja terenowa ród em materia u s lokalne zwietrzeliny oraz osad przytransportowany wraz z wodami lodowcowymi do wn trza gór. Cz sto rejestruj zapis narastania zimnych warunków klimatycznych poprzez wzrost udzia u ziaren genezy eolicznej RM i EM/RM, p kni tych C. Udokumentowanie charakterystycznych cech osadów kompleksu glacjalnego GLG u atwi ich lokaln i regionaln korelacj w regionie. Kompleks V. FSA (fluwialno-stokowo-eoliczny, poligeniczny; mi szo 6-15 m) buduj naprzemiennie serie piasków i mu ów (profil wiercenia S opiec UJK-2) lub piasków i wirów piaszczystych (Jab onna UJK-1). Cechy sk adu mineralno-litologicznego i zró nicowanie litofacjalne tego kompleksu osadów s zale ne od lokalizacji wzgl dem powierzchniowych form rze by dna kotliny. Zosta y tak e udokumentowane w ods oni ciu zlokalizowanym na sk onie terasy wysokiej w dnie doliny rzeki Belnianki (Ludwikowska, Olszak, 2000; Wachecka- Kotkowska, Ludwikowska-K dzia, 2009). W wierceniu S opiec UJK-2 seri FSA reprezentuj osady facji korytowej i pozakorytowej, zaz biaj ce si z osadami stokowymi i eolicznymi. Piaski charakteryzuj si wysok frekwencj minera ów z grupy odpornych, ale tak e granatów (efekt wielokrotnej obróbki w rodowisku fluwialnym i/lub eolicznym por. Mycielska-Dowgia o, 1995, 2007), st d uk ad minera ów wiod cych to cyrkon>staurolit>granaty (amfibole) lub cyrkon>granaty. W przypadku mu ków dominuj c grup minera ów s yszczyki (muskowit, biotyt i chloryt). ród em osadów jest materia lokalny, ale równie pokrywy osadów glacjalnych. Natomiast w strefach mi dzydolinnych (Jab onna UJK-1), seria FSA jest wyra ona osadami glacigenicznymi, które cho dziedzicz cechy osadów pierwotnego rodowiska sedymentacyjnego (glacjlanego i/lub fluwioglacjalnego) to jednak nosz lady oddzia ywania peryglacjalnych procesów wietrzeniowych i denudacyjnych. Zgodnie z wynikami datowa OSL osadów w profilach otworów wiertniczych Jab onna UJK- 1 i S opiec UJK-2 (Ludwikowska-K dzia, w druku, akumulacj kompleksu fluwioeolicznego (AF) i glacjalnego (GLG) nale y wi za z okresem zlodowace rodkowopolskich: zlodowacenie krzna (MIS 8), interglacja lublin (MIS 7) i zlodowacenie odra (MIS 6), natomiast kompleksu poligenicznego (FSA) z okresem zlodowacenia odra (MIS 6), interglacja u eem (MIS 5e) i zlodowacenia wis a (MIS 2-5d) (zgodnie z Lindner, 2004; Linder, Marks, 2012). Uzyskane wyniki bada w zakresie litogenezy i chronostratygrafii osadów czwartorz dowych w profilach otworów wiertniczych S opiec UJK-2 i Jab onna UJK-1 wykaza y, e interpretacja warunków klimatycznych i rodowiska depozycji osadów przeprowadzona w oparciu o zespó metod sedymentologicznych, geochemicznych, geofizycznych i palinologicznych, nie stoi w sprzeczno ci z wynikami datowa OSL, które lokuj osady w konkretnej jednostce podzia u klimatostratygraficznego plejstocenu. Mog wi c stanowi podstaw do szerszej dyskusji nad lokalnymi uwarunkowaniami i przebiegiem czwartorz dowego etapu litogenezy i morfogenezy Gór wi tokrzyskich. Natomiast lokalizacja rodkowopolskiego kompleksu glacjalnego wg wska nika wieku OSL (por. Mojski, 2005) po po udniowej stronie Gór wi tokrzyskich, nie potwierdza lokalnych ustale litostratygraficznych dla osadów czwartorz dowych rejonu Daleszyc, wed ug których kompleks glacjalny jest wi zany ze zlodowaceniem(-ami) po udniowopolskim(-imi) ( yczewska, 1971; Lindner, 1984) (=san1?, san2? wg Lindner, 2004).

225 Sesja terenowa 223 Stanowisko (Stop) 4-5. KADZIELNIA SKA KA GEOLOGÓW I PODZIEMNA TRASA TURYSTYCZNA NA KADZIELNI CZWARTORZ DOWE STANOWISKA PALEONTOLOGICZNE W FORMACH KRASOWYCH SKA KA GEOLOGÓW (ROCK OF GEOLOGISTS) AND THE UNDERGROUND TOURIST ROUTE OF KADZIELNIA THE QUATERNARY PALEONTOLOGICAL SITES IN KARST FORMS Jan URBAN 1, Tatiana WORONCOWA-MARCINOWSKA 2, Katarzyna OCHMAN 3, Marcin ARSKI 2, Kamilla PAW OWSKA 4, Krystyna RYWOCKA-KENIG 5, Andrzej KASZA 6, Helena HERCMAN 7, Agnieszka SZREK-BURCZYK 6 1 Instytut Ochrony Przyrody, Polska Akademia Nauk, Kraków, al. A. Mickiewicza 33, urban@iop.krakow.pl 2 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4, tationa.woroncowa-marcinkowska@pgi.gov.pl, marcin.zarski@pgi.gov.pl 3 Wadowice, katarzyna_ochman@hotmail.com 4 Instytut Geologii, Wydzia Nauk Geograficznych i Geologicznych, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, Pozna, ul. Maków Polnych 16, koka@amu.edu.pl 5 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4, 6 Spaleoklub wi tokrzyski w Kielcach, Kielce, ul. urawia 23, andrzejka@poczta.onet.pl, 7 Instytut Nauk Geologicznych Polskiej Akademii Nauk w Warszawie, Warszawa, ul. Twarda 51/55, hhercman@twarda.pan.pl Stanowisko znajduje si w po udniowej cz ci miasta Kielce w kamienio omie, który powsta w XVIII w. i by czynny do pocz tku lat sze dziesi tych XX wieku. Prowadzono tu eksploatacj wapieni dewo skich. Pozosta o ci dzia alno ci wydobywczej jest wyrobisko z antropogenicznym osta cem w cz ci centralnej, zwanym Ska k Geologów i chronionym od 1962 r. jako rezerwat przyrody nieo ywionej Kadzielnia. Znacz c role w poznaniu stratygrafii i budowy geologicznej odegra y prace prowadzone pod koniec XIX wieku przez G. Güricha (1896), a w XX wieku przez Sobolewa (1909, 1911, 1912), Czarnockiego (1948, 1989), Pajchlow i Stasi sk (1965), Wolsk (1967), Szulczewskiego (1971, 1981a, b), Narkiewicza (1988), oraz Rackiego (1993). Profil geologiczny ods oni ty w kamienio omie na Kadzielni tworz wapienie dewonu górnego, reprezentuj ce dwa pi tra geologiczne: fran i famen. W obr bie franu wyró niane trzy nieformalne jednostki litostratygraficzne (Szulczewski, 1981a): wapienie stromatoporowokoralowcowe (ogniwo wapienia masywnego z Kadzielni wg Narkiewicza i in., 1990), wapienie ziarniste oraz wapienie mantikocerasowe, które na cianie wschodniej kamienio omu stopniowo zast puj si odpowiednio od pó nocy ku po udniowi. Famen sk ada si z dwóch cz ci: ni szej, wapiennej zwanej wapieniem cheilocerasowym i przykrywaj cej j serii wapienno- upkowej (fig. 1). Uskok o kierunku NNW-SSE przebiega przez wschodni cian kamienio omu. Zrzuca on wschodni cz masywu co najmniej kilkadziesi t metrów w stosunku do zachodniej.

226 224 Sesja terenowa Fig. 1. Stosunek jednostek litostratygraficznych górnego dewonu ods aniaj cych si na cianie wschodniej na tle poziomów konodontowych wg M. Szulczewskiego (Urban i in., 2011b, fig. 4.4) Wapienie stromatoporowo-koralowcowe (ogniwo wapienia masywnego z Kadzielni), dawniej okre lane jako wapienie kadzielnia skie (Roemer, 1866; Gürich, 1896; Ka mierczak, 1971), najlepiej ods aniaj si w Ska ce Geologów (fig. 2). Wapienie tworz soczew ska nieu awiconych bioherm, stanowi c sedymentacyjnie kopiec mu owo-organiczny utworzony na dnie fra skiego morza. Bioherma ma mi szo oko o 50 m, w cz ci zachodniej kamienio omu przechodzi w wapie u awicony, natomiast we wschodniej cianie kamienio omu ma zapadaj c w kierunku po udniowo-wschodnim powierzchni górn, stanowi c sedymentacyjny stok kopca. Wapienie zbudowane ze szcz tków stromatoporoidów, koralowców, glonów, w mniejszym stopniu ramienionogów i limaków tkwi cych w spoiwie mikrytowym. Kolonie stromatoporoidów z regu y zajmuj 25-30% obj to ci ska y, a ich rednice dochodz do 5 m (Ka mierczak, 1971). Wczesnofra ski wiek tych ska dokumentowany jest licznymi opracowaniami skamienia o ci bentonicznych, w tym ramienionogów (Biernat, 1971). Phlogoiderhynchus polonius (Roemer) oraz Verneuilia kadzielniae (Gürich) s gatunkami wska nikowym dla ska tego wieku. Ze wzgl du na to, e w najwy szej cz ci wapieni stromatoporowo-koralowcowych na cianie wschodniej znaleziony zespó konodontów odpowiada poziomom punctata hassi (próby XA2, XA3, = rodkowy-górny? asymmetricus wed ug Szulczewski, 1971), ich ni sza cz mo e odpowiada poziomowi transitans (fig. 1). Fig. 2. Ska ka Geologów od strony zachodniej, widoczne otwory nast puj cych jaski (od lewej): Schronisko Niedost pne, Jaskinia za Filarem, Jaskinia Urwista, Komin Geologów. Zaznaczono miejsca pobrania próbek do bada petrograficznych (fot. J. Urban) Wapienie ziarniste (kalkarenity i kalcyrudyty) zbudowane s w przewa aj cej cz ci z bioklastów liliowców i ramienionogów, sporo w nich równie otwornic, ma oraczków oraz kalcysfer. Stromatoporoidy i koralowce natomiast wyst puj w ilo ciach podrz dnych. Wed ug

227 Sesja terenowa 225 Szulczewskiego (1981a, b) taki sk ad wapieni ziarnistych wiadczy o fakcie, e nie powsta y one z destrukcji wapieni stromatoporowo-koralowcowych, lecz prezentuj odr bn jednostk na pochylonym stoku biohermy. Mi szo wapieni wynosi kilkana cie metrów. Zdaniem tego autora reprezentuj one interwa konodontowy rodkowy?, górny poziom asymmetricus Ancyrognathus triangularis, co odpowiada poziomom punctata? jamieae wspó czesnej skali konodontowej (fig. 1). Wapienie mantikocerasowe s zbudowane z grubych warstw wapieni mikrytowych oraz awic brekcji ródformacyjnych, pozbawionych niemal zupe nie szcz tków fauny bentonicznej. W wapieniach mikrytowych obecne s natomiast skamienia o ci pelagiczne, takie jak tentakulity i g owonogi (Gürich 1896). W ród tentakulitów wyst puje Homoctenus tenuicinctus (Roemer), który najcz ciej spotykany jest w Europie Zachodniej w osadach dolnej (Niemcy) i górnej (Francja) doby renana, a wymiera na granicy franu i famenu (Bond, 2006). W ród g owonogów Gürich oznaczy dwa gatunki goniatytów: Manticoceras intumescens (Beyrich) i Maternoceras calculiforme (Beyrich). Ten drugi najbardziej znany jest z poziomów Playfordites i Neomanticoceras, odpowiadaj cych poziomom konodontowym dolnej i dolnej cz ci górnej rhenana (Becker, House, 2000). Czarnocki (1989) wskazuje równie na obecno Beloceras multilobatum (Beyrich) i odzikowatych. Wed ug Szulczewskiego, (1971) dolna granica wapieni mantikocerasowych odpowiada sp gowi dolnego poziomu gigas (=dolna rhenana), a strop nie przekracza górnego poziomu gigas (=górny rhenana). Wapienie mantikocerasowe pokrywaj cienk warstw prawie ca powierzchni kopca wyrównuj c górn powierzchni utworów franu (fig. 1). Wnikaj równie w obr b wapieni biohermowych w postaci tzw. y neptunicznych (Szulczewski, 1971, 1981a, 1995, Racki, Narkiewicz, 2000) we wczesnej dobie rhenana, co wiadczy, e zosta y osadzone po przerwie sedymentacyjnej. Wapienie cheilocerasowe to grubo awicowe wapienie mikrytowe o zmiennej mi szo ci nie przekraczaj cej kilku metrów, które le bezpo rednio na ró nowiekowych osadach jednostek fra skich (fig. 1). Podobnie jak wapienie mantikocerasowe, zawieraj one g ównie skamienia o ci pelagiczne: goniatyty, odzikowate, ryby. Towarzysz im nieliczne drobne limaki i koralowce czteropromienne. G owonogi w zag biach stropowej powierzchni franu tworz zlep muszlowy, co wiadczy, wspólnie z faktem wyst powania elazistych polew, o epizodach zastoju sedymentacji (Szulczewski, 1981a). W wapieniach do obficie wyst puj goniatyty Cheiloceras subpartitum (Münster), Ch. verneuili (Münster), Ch. longilobum (Sobolew), Oxytornoceras acutum (Frech) oraz odzikowate z rodzajów Pachtoceras i Mecynoceras (Dzik, 1984; Czarnocki, 1989; Woroncowa-Marcinowska, 2003). Wapienie cheilocerasowe odpowiadaj dolnym warstwom cheilocerasowym wydzielonym tu przez D. Sobolewa (1911) i jego dolnym warstwom agowskim (Sobolew, 1912). Badania konodontów pozwoli y ustali, e wapienie cheilocerasowe nale do poziomów rodkowy crepida-dolny rhomboidea (Wolska, 1967 warstwa nr 50; Szulczewski, 1971 próbki X.3, 4). Oznacza to, e pomi dzy nimi a wapieniami fra skimi wyst puje luka stratygraficzna. Wapienie cheilocerasowe w rodkowej dobie crepida, podobnie jak i wapienie mantikocerasowe g boko wnika y licznymi y ami neptunicznymi w starsze od siebie ska y (fig. 1). Seria wapienno- upkowa zbudowana jest z naprzemianleg ych ciemnych i cie ko awicowych wapieni mikrytowych, wapieni marglistych oraz upków (fig. 3). Wapienie cz sto s gruz owate z widocznymi na powierzchni ma ami Guerichia venusta i ramienionogami (Biernat, 1971). Zespó g owonogów nie odbiega od wymienionego w wapieniach cheilocerasowych. Sobolew (1911, 1912) seri wapienno- upkow zaliczy do górnych warstw cheilocerasowych, a wy sz j cz do warstw klimeniowych na podstawie znalezionej jeszcze przez Puscha Clymenia humboldti. Obecno warstw klimeniowych potwierdza równie Clymenia sp., znaleziona w ród okazów kolekcji Czarnockiego z Kadzielni (fig. 4). Na obecno konodontów oko o 8m mi szo ci seria zosta a zbadana przez Wolsk (1967). Z próbek pobranych z 49 warstw

228 226 Sesja terenowa (od góry ods oni cia w dó ) konodonty by y znalezione tylko w warstwach i obejmuj poziomy górny rhomboidea dolny marginifera. Ogólna mi szo famenu w ods oni ciu wynosi oko o 17 m (Czarnocki, 1989). Fig. 3. ciana wschodnia kamienio omu na Kadzielni profil utworów dewonu, od do u: ogniwo wapienia masywnego z Kadzielni przykryte wy szymi jednostkami franu i famenu, w stropie fame ska seria wapienno- upkowa (fot. J. Urban) Fig. 4. Kolekcja J. Czarnockiego z Kadzielni: Clymenia sp. [Muz PIG 163.II.33a,?Platyclymenia implana (Czarnocki)] Kadzielnia by a pierwszym miejscem w Górach wi tokrzyskich, gdzie przed ponad stu laty rozpocz to badania zjawisk krasowych oraz znaleziono w formach krasowych szcz tki fauny. W 1904 r. J. Sioma opublikowa bowiem pierwsze naukowe obserwacje form krasowych z tego miejsca, za w tym samym roku odkryto w cianie kamienio omu podcinaj cego Ska k Geologów Jaskini Jeleniowsk (fig. 5), w której znaleziono szcz tki jeleniowatych (st d nazwa jaskini) (Urban, Kasza, 2006; Urban i in., 2011a, b). W trakcie dalszej eksploatacji kamienio omu oraz penetracji form krasowych Ska ki Geologów znajdowano liczne szcz tki fauny arktycznej, które w latach 30. XX wieku zebra i wst pnie opisa J. Czarnocki (1932). Kilkana cie lat pó niej badacz ten pisa o du ej jaskini z namuliskiem o charakterze mu kowym typu lessowego z bogat faun gryzoni, w ród których znalezione zosta y szcz tki nosoro ca i nied wiedzia jaskiniowego (Czarnocki, 1948), najprawdopodobniej opisuj c Jaskini Jeleniowsk.

229 Sesja terenowa 227 Fig. 5. Fotografia g ównej komory Jaskini Jeleniowskiej (fot. K. Koziorowski) opublikowana w czasopi mie Orli Lot w pa dzierniku 1904 r. Na fotografii zwraca uwag bogata szata naciekowa obecnie praktycznie zniszczona. Tekst poni ej informuje o znalezieniu ko ci jelenia w namulisku Kolekcja szcz tków kostnych z Kadzielni zebrana przez Czarnockiego i znajduj ca si w Muzeum Geologicznym Pa stwowego Instytutu Geologicznego-PIB, w dziale paleozoologiczno-stratygraficznym (Muz. PIG-PIB 39.II.), liczy ponad 150 okazów, z których 51 zosta o ostatnio opracowanych pod wzgl dem taksonomicznym i tafonomicznym. Z uwagi, i szcz tki te stanowi cz (oko o 30 %) ca ego zbioru z Kadzielni, ich charakterystyka mo e by tymczasem opisowa, za szersza dyskusja tego materia u z mo liwymi implikacjami paleo rodowiskowymi b dzie mo liwa po zako czeniu bada. W ród opracowanych szcz tków ssaków (n=51), wi kszo pochodzi a od drapie ników (n=33), w tym od nied wiedzia Ursus sp. (n=30), plus rodziny asicowatych Mustelidae (n=1) (tab. 1 i 2; fig. 6). Stwierdzono równie ko ci nosoro ca (n=1), Bos/Bison (n=3), tura Bos taurus primigenius (n=1), dzika Sus scrofa (n=1), zaj ca Lepus sp. (n=1). Pozosta e elementy zbioru nale do bli ej nieokre lonych gatunków ssaków (n=3) oraz stanowi szcz tki niediagnostyczne (n=8). Wst pne badania pozosta ego materia u faunistycznego wskazuj, e obejmuje on szcz tki g ównie drapie ników oraz mikrofaun. Pod wzgl dem tafonomicznym, elementy tworz spójny zbiór, na co wskazuje bardzo s abe i s abe zwietrzenie ich powierzchni. Zró nicowany kolor ko ci (ciemnoszaro ó ty i ó ty) mo e sugerowa depozycj szcz tków w dwóch ró nych litologicznie warstwach lub miejscach stanowiska. Kolekcja z Kadzielni reprezentuje prawdopodobnie g ównie faun plejstoce sk, z okresu rodkowego vistulianu, MIS-3 (Woroncowa-Marcinowska i in., 2013). Bardzo bogaty w szcz tki drobnych ssaków materia paleontologiczny zebra w szczelinach krasowych Ska ki Geologów i opracowa w po owie XX wieku K. Kowalski (1958). Obecnie wiek tej fauny oceniany jest na schy ek neogenu i pocz tek plejstocenu (Nadachowski, 1990). W faunie tej oznaczono kopalne gatunki gryzoni charakterystyczne dla pliocenu, takie jak Mimoms pliocaenicus, Mimomys reidi oraz dla wczesnego plejstocenu: nornik Microtus (Allopshaiomys) pliocaenicus oraz rzadki gatunek Pliomys lenki (Kowalski 1958; Nadachowski, 1990). Inne wymieniane w pracy Kowalskiego (1958) ssaki to dwa gatunki kretów: Talpa minor, Talpa fossilis, ryjówki: Sorex cf. runtonensis (obecnie Sorex bor), Petenyia hungarica oraz Beremendia fissidens; ponadto gryzonie: Glis sackdillingensis, Dolomys episcopalis (obecnie Pliomys episcopalis), Dolomys kretzoii (obecnie Myodes kretzoii), Muscardinus sp., Mimomys reidi, M. newtoni, Villanyia sp. oraz myszy Apodemus sp. Zaj czaki reprezentowane s przez Hypolagus brachygnathus, Pliolagus cf. tothi. Znaleziono tu równie szcz tki drapie nych ( asicowate Mustelidae) oraz kopalnej jaszczurki Ophisaurus cf. pannonicus.

230 228 Sesja terenowa Tab. 1. Zró nicowanie taksonomiczne szcz tków ssaków ze stanowisk Kadzielnia i Sitkówka w zbiorach Muzeum Geologicznego PIB-PIB w Warszawie (Woroncowa-Marcinowska i in. 2017) Taksony Kamienio om Kadzielnia Kamienio om Sitkówka (Muz PIG 39.II.) (Muz PIG 157.II.) Ko (Equus sp.) + Nosoro ec w ochaty (Coelodonta antiquitatis) + Dzik (Sus scrofa) + Cervidae Jele olbrzymi (Megaloceros giganteus) o (Alces alces) Cervalces latifrons + Renifer (Rangifer tarandus) + Tur (Bos primigenius) + Bos/ Bison + + Drapie ne (Carnivora) + + Nied wied (Ursus sp.) + + Hiena jaskiniowa (Crocuta spelaea) + Lew jaskiniowy (Panthera leo spelaea) asicowate (Mustelidae) + Borsuk (Meles meles) + Bóbr europejski (Castor fiber) + Zaj c (Lepus sp.) + Tab. 2. Zró nicowanie anatomiczne szcz tków ssaków ze stanowisk Kadzielnia i Sitkówka w zbiorach Muzeum Geologicznego PIB-PIB w Warszawie) (Woroncowa-Marcinowska i in. 2017) Ko (Equus sp.) Taksony Kamienio om Kadzielnia (Muz PIG 39.II.) Nosoro ec w ochaty (Coelodonta antiquitatis) szcz ka Dzik (Sus scrofa) uchwa Cervidae Jele olbrzymi (Megaloceros giganteus) o (Alces alces) Cervalces latifrons Renifer (Rangifer tarandus) Tur (Bos primigenius) cz on palcowy I Bos/ Bison k.ramienna, k. skokowa, k. pi towa Kamienio om Sitkówka (Muz PIG 157.II.) kr g szyjny, cz on palcowy I, k. ródr cza III k.ramienna uchwa z z bami z by k. ródr cza III+IV, k.piszczelowa,cz on palcowy I, k.krzy owa Drapie ne (Carnivora) ebro, k. okciowa uchwa, k.ramienna Nied wied (Ursus sp.) Hiena jaskiniowa (Crocuta spelaea) Lew jaskiniowy (Panthera leo spelaea) asicowate (Mustelidae) Borsuk (Meles meles) Bóbr europejski (Castor fiber) Zaj c (Lepus sp.) czaszka, szcz ka, uchwa, kr gi, k.krzy owa, ebra, k. okciowa, k. ródr cza II, miednica, k.udowa, k.strza kowa, k.skokowa k.udowa k.udowa czaszka, z by, kr gi, opatka, k.promieniowa, k. okciowa, miednica, k.udowa z b szcz ka, uchwa uchwa

231 Sesja terenowa 229 Fig. 6. Kolekcja J. Czarnockiego z Kadzielni. Lewa uchwa nied wiedzia jaskiniowego z z bami I2,C, M1 M3 (Ursus spelaeus Rosenmüller, 1794), Muz. PIG 39.II.11,37 (fot. K. Paw owska) Spo ród nietoperzy Kowalski zanotowa obecno podkowca du ego (Rhinolophus cf. ferrumequinum) oraz kopalnego nocka Myotis cf. exilis. Wo oszyn (1988) opisa kopalny gatunek podkowca Rhinolophus cf. macrorhinus prawdopodobnie przodka podkowca du ego. Zarówno wspó czesne jak i kopalne podkowce uznaje si za gatunki ciep olubne. W osobnych pracach opisane zosta y (ze zbioru Kowalskiego): wiewiórkowate suse Spermophilus polonicus (opisany jako Citellus polonicus Black, Kowalski, 1974); chomikowate, w tym dwa gatunki chomików Allocricetus bursae i A. ehiki oraz wi ksza forma podobna do dzisiejszego chomika europejskiego Cricetus runtonensis (Fahlbusch, 1969); kopalny gatunek popielicy Glis sackdillingensis oraz orzesznica Muscardinus cf. avellanarius (Kowalski, 1963). Nadachowski (1989, 1990) oznaczy ponadto inne gatunki gryzoni: Borsodia cf. hungarica, Lemmus sp., Ungaromys nanus i Villanyia exilis, Mimomys pitymoides i M. tornensis (w pracy Kowalskiego opisane cz ciowo jako Mimomys reidi i M. newtoni). Rzebik-Kowalska (2009) oprócz wy ej wymienionych w pracy Kowalskiego z 1958 r. owado ernych podaje wyst powanie kolejnych 9 taksonów: Sorex minutus, S. subaraneus, S. (Drepanosorex) praearaneus, Neurotrichus polonicus, Urotrichus sp., Blarinoides mariae, Sulimskia kretzoii, Deinsdorfia hibbardii oraz Sorex bor. W osadach Kadzielni znaleziono tak e ko ci wymar ego gatunku ptaka Alectoris donnezani, g uszca opisanego jako Tetrao praeurogallus (obecnie Tetrao urogallus) i frankolinów (Boche ski, 1989). Spo ród p azów znaleziono tu szcz tki ropuch oraz ab a spo ród gadów, oprócz wspomnianej jaszczurki, w e: padalca Anguis fragilis, w a eskulapa Zamenis longissimus, gniewosza plamistego Coronella austriaca, zaskro ca zwyczajnego Natrix natrix oraz mij zygzakowat Vipera berus (M ynarski, Szyndlar, 1989). Fauna kopalna ze stanowiska Kadzielnia 1 wskazuje na agodny klimat, by mo e nawet cieplejszy od obecnego klimatu Polski, za czym przemawia obecno gatunków ciep olubnych: podkowców i jaszczurki Ophisaurus pannonicus oraz w a eskulapa. W otoczeniu Kadzielni musia y istnie lasy, na co wskazuje obecno popielicy, orzesznicy oraz ryjówek. Nie dominowa y one jednak w krajobrazie, gdy znaleziono tu szcz tki trzech gatunków chomików zwi zanych z terenami otwartymi (Urban i in., 2011b). Nie mo na wi c czy fauny zebranej przez Kowalskiego (1958) ze szcz tkami kostnymi z kolekcji Czarnockiego przechowywanymi w Muzeum Geologicznym PIG-PIB, które reprezentuj g ównie faun pó noplejstoce sk z okresu vistulianu. Obecnie w górnej cz ci Ska ki Geologów, czyli tam, gdzie zbierane by y szcz tki paleontologiczne stanowiska Kadzielnia 1, znajduje si 7 jaski, które stanowi rozci te przez wyrobisko fragmenty wi kszych systemów krasowych (fig. 2, 7). Najwi ksz z nich jest Jaskinia Jeleniowska o d ugo ci 36 m, najwy sz za Jaskinia na Kadzielni Górna po o ona w górnej

232 230 Sesja terenowa cz ci Ska ki, na wysoko ci m n.p.m., czyli oko o 30 m nad poblisk dolin rzeczki Silnicy. Po o enie hipsometryczne jaski wskazuje, e systemy krasowe, których s fragmentami, powsta y przed czwartorz dem, co potwierdzaj datowania uranowo-torowe nacieków z Jaskini Jeleniowskiej, których starsze generacje przekraczaj najprawdopodobniej wiek 1,2 mln lat (Urban i in. 2011a, b; Kasza, Urban, 2015). Fig. 7. Plany jaski w obr bie Ska ki Geologów. Plany jaski wykonali Z. Grzela, J. Guba a, A. Kasza w latach (w: Urban, 1996), uzupe nili J. Jach, A. Kasza i M. Saganowski (2005); zestawienie jaski w publikacji: Kasza (2005) Inwentaryzacja form krasu kopalnego prowadzona w ostatnich latach XX wieku (Urban, 2002) oraz poszukiwania szcz tków fauny w wype nieniach form krasowych Ska ki Geologów prowadzone w latach w zwi zku z badaniami kolekcji Czarnockiego nie doprowadzi y do znalezienia nowych szcz tków kopalnych. W ramach tych ostatnich prac pobrano 5 próbek z osadów jaski Ska ki Geologów oraz 2 próbki z osadów leja ods aniaj cego si na po udniowowschodnim stoku Ska ki do bada granulometryczno-petrograficznych (analizy uziarnienia metod laserowa wykona W. Wolski z PIG-PIB). Badania tych próbek wykaza y, e namulisko w Jaskini Jeleniowskiej (fig. 8, próbki 1 i 2) oraz s siednim Schronisku nad Przepa ci (próbka 3) zbudowane jest rumoszu wapienno kalcytowego oraz osadów w przewadze pylastych, kwarcowych z domieszk piasku kwarcowego oraz i u. Osady pylasto-piaszczyste mo na okre li jako mu piaszczysty, który zosta przemieszany ze zwietrzelinowymi osadami ilastymi, cz ciowo wyst puj cymi w formie agregatów. Osad ten najpewniej powsta w rezultacie wmywania utworów lessowych do pustek krasowych. W sk adzie osadów wyst puj cych w przyotworowej cz ci Jaskini za Filarem (próbka 4) oraz w Kominie Geologów (próbka 5) zdecydowanie dominuj aleurytowe (pylaste) oraz psamitowe (piaszczyste) agregaty ilaste o zabarwieniu czerwono-br zowym. W konsekwencji osady te mo na okre li jako glin zwietrzelinow powsta w neogenie lub pocz tkach plejstocenu. Badane próbki z wype nienia leja krasowego to pylaste piaski kwarcowe z domieszk gruzu wapiennego, prawdopodobnie neoge skie, by mo e przemieszane z utworami plejstoce skimi, co sugeruje obecno ska krystalicznych (Woroncowa-Marcinowska i in., 2017). Jako stanowisko Kadzielnia 2 opisano namuliska, formy naciekowe i szcz tki kostne znalezione podczas prac górniczo-geotechnicznych przygotowuj cych Podziemn Tras Turystyczn na Kadzielni. Trasa ta czy trzy jaskinie nale ce do systemu krasowego rozwini tego wzd u pionowego uskoku o kierunku po udnikowym, który rozcina wschodni cian kamienio omu. Najni sza cz tej ciany zbudowana jest z wapieni stromatoporowokoralowcowych, wy ej za wyst puj kolejne wydzielenia franu i famenu, a po seri wapienno- upkow.

233 Sesja terenowa 231 Fig. 8. Wyniki analiz petrograficznych (A) i granulometrycznych (B) próbek 2-7 z osadów krasowych Ska ki Geologów (próbka 1 z Jaskini Jeleniowskiej reprezentowa a rumosz skalny wapiennokalcytowy i nie zosta a poddana standardowym badaniom) W obr bie systemu krasowego rozwini tego wzd u uskoku wyst puj trzy jaskinie: Jaskinia Odkrywców, Prochownia oraz Szczelina na Kadzielni, których dolne cz ci rozwini te s w wapieniach stromatoporowo-koralowcowych, wy sze za si gaj wydziele fame skich. Jaskinie te oddzielone by y od siebie kana ami wype nionymi ca kowicie lub cz ciowo osadami. Prace geotechniczno-górnicze trwaj ce od 2004 r. do 2012 r. doprowadzi y do po czenia tych jaski i utworzenia systemu pustek o d ugo ci 392 m, w tym trasy turystycznej o d ugo ci oko o 140 m (fig. 9). W trakcie wykonywania tych prac przekopywane osady, jak równie wyst puj ce w pustkach nacieki, by y dokumentowane, opróbowywane i badane (Urban, 2011b, 2017). W rezultacie granulometryczno-petrograficznych bada osadów, uzupe nionych analizami rentgenograficznymi i datowaniami uranowo-torowymi w udost pnianym systemie jaskiniowym wyró niono nast puj ce typy litologiczno-genetyczne tych ska (Urban i in., 2011a, b): A. Permskotriasowe w glanowe wype nienia form krasowych oraz szczelin tektonicznych, w ród których wyst puj dwa typy litologiczne: zlityfikowane, zwi z e osady w glanowe o zabarwieniu czerwonym, br zowo-czerwonym lub be owym oraz grubokrystaliczne kalcyty. B. Kenozoiczne nacieki kalcytowe, które wyst puj na cianach jaski w ich odcinkach odkrytych w ramach robót udost pniaj cych jak równie w namuliskach. Nacieki reprezentuj najcz ciej polewy naciekowe, spotyka si jednak równie formy konkrecyjne (groniaste), nieregularne, palczaste stalaktyty a tak e du e kopulaste stalagmity cz ciowo przysypane przez namuliska i poziome polewy zawieszone pomi dzy cianami pustek, dawniej pokrywaj ce namuliska. Datowania izotopowe metod uranowo-torow wskazuj na wiek polew naciekowych (fig. 9, stanowisko edukacyjne I) na pewno starszy ni 350 tys. lat, prawdopodobnie za starszy ni 1,2 mln lat, za subakwalnych szczotek krystalicznych (fig. 9, G) starszy ni 226 tys. lat. Natomiast poziome polewy obecnie zawieszone na cianach (fig. 9, F) maj wiek rz du tys. lat, czyli pochodz najprawdopodobniej z okresów interglacjalnych kompleksu rodkowopolskiego. C. Kenozoiczne zlityfikowane wype nienia krasowe zwi z e ska y w glanowe nie b d ce naciekami i wype niaj ce pustki krasowe. W ród nich najciekawsze s margle zachowane w jednej ze szczelin krasowych (poni ej subakwalnej szczotki krystalicznej datowanej na

234 232 Sesja terenowa ponad 226 tys. lat) (fig. 9, G), które zawieraj liczne ko ci nietoperzy, g ównie jednak d ugie, nieprzydatne do oznacze taksonomicznych. D. Kenozoiczne br zowe lub czerwono-br zowe i y, i y pylaste lub i y piaszczysto-pylaste niekiedy z domieszk gruzu wapiennego. W ich sk adzie dominuj minera y mieszanopakietowe smektytowo-illitowe, smektyty, illity z domieszk kaolinitu. Lokalnie wyst puj w nich gniazda wzbogacone w tlenki manganu, nadaj ce osadom czarn barw. Utwory te s zbudowane g ównie z materia u powsta ego w wyniku krasowego wietrzenia wapieni w warunkach klimatu ciep ego, zapewne w neogenie, jako terra rosa. Wskazuje na to ich sk ad mineralny a tak e domieszki silnie zwietrza ego drobnego materia u w glanowego g ównie fragmentów kalcytów oraz wypreparowanej fauny dewo skiej, jak równie pseudomorfozy tlenków elaza po kryszta ach galeny. Z kolei obecno nieobtoczonych ziarn piasku kwarcowego mo e wskazywa, i cz materia u stanowi efekt wietrzenia utworów dolnotriasowych, które niegdy pokrywa y wapienie dewo skie w rejonie Kadzielni. Obecne w namuliskach ilastych szcz tki pó noplejstoce sko-holoce skiej fauny nietoperzowej sugeruj, i transport tego materia u do kana ów krasowych (w miejsce ich obecnej depozycji) mia miejsce nie wcze niej ni w pó nym plejstocenie. E. Czwartorz dowe py y oraz py y ilaste o barwie be owej, be owo-czerwonej, zbudowane g ównie z ziarn kwarcowych, niekiedy z domieszk drobnoziarnistej frakcji piaszczystej. Osady te zawieraj g ównie materia pochodz cy z lessów plejstoce skich i przyniesiony w pó nym plejstocenie lub na pocz tku holocenu do kana ów krasowych z powierzchni. Miejscami wyst puj w nich wk adki konkrecji bogatych w amorficzne tlenki manganu. F. Czwartorz dowy rumosz zawaliskowy, powsta y w rezultacie grawitacyjnego osypywania si do pustek podziemnych materia u z wyst puj cej powy ej nich serii upkowo-wapiennej famenu. Osady te zazwyczaj przykrywaj i y (D) i py y (E), co wskazuje na ich m odszy wiek. Procesy zawalania mog y zachodzi w ko cu plejstocenu oraz w wilgotniejszych okresach holocenu, aczkolwiek osady tego typu tworzy y si tak e najpewniej wcze niej, lecz zosta y usuni te przez wody p yn ce w okresach glacjalnych. W wielu miejscach jaskini osady namuliskowe uleg y przemieszaniu. Najcz ciej przemieszaniu uleg y osady lessopochodne (E) oraz osady ilaste typu rezydualnego lub zwietrzelinowego (D), co ujawnia si w ich sk adzie petrograficznym. Obserwuje si jednak równie domieszk starszych osadów ilastych w obr bie utworów zawaliskowych, co przejawia si obecno ci szcz tków kostnych nietoperzy w tych utworach. Badania paleontologiczne dotyczy y szcz tków kostnych nietoperzy w namuliskach. Rozproszone ko ci nietoperzy, reprezentowane by y najcz ciej przez nie nadaj ce si do szczegó owych oznacze ko ci d ugie, rzadziej przez oznaczalne z by. Wyst puj one w osadach drobnoziarnistych (D i E), g ównie w namuliskach korytarza cz cego Jaskini Odkrywców z Prochowni (fig. 9, stanowisko B). Badania ko ci nietoperzy w ilasto-pylastych namuliskach wykaza y wyst powanie gatunków spotykanych wspó cze nie na terenie Polski. W osadach dominuj szcz tki nocka Bechsteina (Myotis bechsteinii) oraz gacka brunatnego (Plecotus auritus). Ponadto zidentyfikowano w nich nocka Natterera (Myotis nattererii), nocka w satka (M. mystacinus), nocka Brandta (M. brandtii), nocka ydkow osego (M. dasycneme) oraz nocka rudego (M. daubentonii). Taki sk ad gatunkowy i struktura fauny nietoperzy Kadzielni jest typowy dla osadów pochodz cych z pó nego plejstocenu oraz wczesnego holocenu Polski. Obecno gatunków, które w Polsce pojawi y si dopiero w pó nym plejstocenie, jak nocek rudy lub zwi kszy y swój udzia w tanatocenozach dopiero w holocenie a wcze niej notowano jedynie pojedyncze egzemplarze (Myotis daubentonii, M. brandtii, M. mystacinus), równie potwierdza t hipotez. Za okre leniem wieku badanych szcz tków na pó ny plejstocen/holocen przemawia równie bia y lub jasno ó ty kolor wi kszo ci ko ci z badanych próbek z osadów Kadzielni. Niektóre próbki prawdopodobnie maj jednak mieszany sk ad, poniewa niektóre z by i ko ci maj brunatne lub czarne zabarwienie. Pó noplejstoce sko-holoce ski zespó szcz tków

235 Sesja terenowa 233 nietoperzy wskazuje na rodowisko le ne oraz obecno zbiorników lub cieków wodnych w otoczeniu jaskini w tym okresie (Urban i in., 2011a, b). Fig. 9. Plan Jaskini Odkrywców, Prochowni oraz Szczeliny na Kadzielni po czonych Podziemn Tras Turystyczn wg Z. Grzeli, J. Guba y i A. Kaszy (w: Urban, 1996) oraz A. Kaszy w Jach i in. (2005), Kasza (2009), uzupe niony przez A. Kasz w latach Obja nienia oznacze : 1 kontur korytarza jaskiniowego, 2 kontur korytarza, który znajduje si poni ej innego korytarza, 3 otwór jaskini, 4 strome nachylenie cian jaskini, 5 skarpa, 6 nachylone dno jaskini, 7 komin jaskiniowy, 8 studnia jaskiniowa, 9 bloki na dnie jaskini, 10 namulisko gliniaste na dnie jaskini, 11 elementy sztuczne w jaskini (schody, obmurowania), 12 stanowiska dokumentacyjne (miejsca pobrania próbek), 13 stanowiska edukacyjne Podziemnej Trasy Turystycznej W próbkach pochodz cych ze zwi z ego marglu z brekcj kostn wype niaj cego szczelin krasow (fig. 9, stanowisko G) stwierdzono jednak gatunki lub podgatunki kopalne, które mog pochodzi z wczesnego plejstocenu (Myotis bechsteinii robustus oraz Plecotus cf. abeli) lub pliocenu (Myotis cf. podlesicensis). Taki wiek tego osadu potwierdzaj datowania uranowotorowe szczotki krystalicznej wyst puj cej powy ej (Urban i in., 2011a, b). Stanowiska edukacyjne Podziemnej Trasy Turystycznej na Kadzielni (fig. 9) umo liwiaj zapoznanie zwiedzaj cych z sedymentacj wapieni dewo skich (stanowiska A, D, G), zagadnieniami tektonicznymi i mineralizacj hydrotermalna w obr bie tych wapieni (C, D, H), jak równie z rozwojem pustek krasowych (A, B, F, G, I, J, K), w tym z osadami detrytycznym i naciekami w jaskiniach (B, F, G, I) (Urban i in., 2011b, 2013).

236 234 Sesja terenowa Stanowisko (Stop) 6. TRZUSKAWICA SITKÓWKA (TRZUSKAWICA) OSADNIKI (KOPALNIA AGUNY W GÓRZE JA WICA) NEOGE SKIE I CZWARTORZ DOWE WYPE NIENIA FORM KRASOWYCH SITKÓWKA (TRZUSKAWICA) SETTLERS (THE AGUNY MINE ON JA WICA HILL) THE NEOGENE AND QUATERNARY FILLINGS OF KARST FORMS Jan URBAN 1, Tatiana WORONCOWA-MARCINOWSKA 2, Kamilla PAW OWSKA 3, Marcin ARSKI 2, Krystyna RYWOCKA-KENIG 2, Andrzej KASZA 4 1 Instytut Ochrony Przyrody, Polska Akademia Nauk, Kraków, al. A. Mickiewicza 33, urban@iop.krakow.pl 2 Pa stwowy Instytut Geologiczny-Pa stwowy Instytut Badawczy, Warszawa, ul. Rakowiecka 4, marcin.zarski@pgi.gov.pl, XXX@XXX 3 Instytut Geologii, Wydzia Nauk Geograficznych i Geologicznych, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, Pozna, ul. Maków Polnych 16, koka@amu.edu.pl 4 Spaleoklub wi tokrzyski w Kielcach, Kielce, ul. urawia 23, andrzejka@poczta.onet.pl Stanowisko zlokalizowane jest na cianach dawnego kamienio omu aguny w Sitkówce, który by eksploatowany w pierwszej po owie XX wieku (Czarnocki, 1958), obecnie za stanowi zbiornik szlamu oprowadzanego z Zak adów Przemys u Wapienniczego Trzuskawica S.A. Na pó noc od niego zlokalizowane s dwa mniejsze wyrobiska, które zapewne wchodzi y w sk ad tej samej kopalni. Historyczne wyrobiska górnicze w Sitkówce pod wzgl dem geologicznym wchodz w sk ad struktury tektonicznej zwanej synklin ga zicko-bolechowick. Stanowisko znajduje si w obr bie wychodni warstw sitkówcza skich (Ka mierczak, 1971) o mi szo ci m, znanych wcze niej jako wapienie koralowcowe z Ch cin (Gürich, 1896: Korallen-Kalk von Checiny). Nale one do formacji dolomitów i wapieni stromatoporoidowo-koralowcowych z Kowali (Narkiewicz i in., 1990), reprezentuj c stropow jej cz. Warstwy sitkówcza skie zbudowane s z masywnych wapieni stramotoporowo-koralowcowych, s abo lub grubo awiconych (fig. 1). Rozdzielaj one dolomity ywetu od dolnofra skich wapieni kadzielnia skich (=ogniwo wapienia masywnego z Kadzielni wg Narkiewicza i in., 1990). Fig. 1. Obecny (2011 r., fot. M. arski) stan pó nocnej ciany kamienio omu, w s siedztwie której prawdopodobnie zlokalizowany by lej opisywany przez Czarnockiego (1935)

237 Sesja terenowa 235 Wapienie sitkówcza skie (kalcyrudyty i kalkarenity) charakteryzuj si znaczn koncentracj masywnych stromatoporoidów, w mniejszym za stopniu obecne s w nich stromatoporoidy ga zkowe (Amphipora i Dendrostoma), rzadko spotykane w pozycji yciowej. W ca ym profilu stromatoporoidom towarzysz inne bentoniczne organizmy, takie jak masywne i ga zkowe tabulaty oraz osobnicze, rzadziej kolonijne koralowce czteropromienne (Wrzo ek, 1993). Wapienie sitkówcza skie zosta y podzielone na warstwy dolne i górne (Ka mierczak, 1971). Warstwy sitkówcza skie dolne, nie ods aniaj si na terenie kamienio omu. W warstwach sitkówcza skich górnych wyst puj charakterystyczne dla tych warstw gruboskorupowe ma e z rodzaju Megalodon (fig. 2 oraz skupiska stromatoporoidów (fig. 3) takich jak: Stromatopora spissa (Lecompte), Ferestromatopora uchtensis (Riabinin) (Ka mierczak, 2003). Fig. 2. Powierzchnia wapieni stromatoporoidowych z charakterystycznymi gruboskorupowymi ma ami z rodzaju Megalodon. Kamienio om Sitkówka (Trzuskawica)-Osadniki, warstwy sitkówcza skie górne (fot. T. Woroncowa-Marcinowska) Fig. 3. Zwietrza a powierzchnia wapieni ze stromatoporoidami. Kamienio om Sitkówka (Trzuskawica)- Osadniki, warstwy sitkówcza skie górne (fot. T. Woroncowa-Marcinowska) Ka mierczak (1971, 2003) dolne warstwy przypisa do górnego ywetu, górne za do franu. Te przypuszczenia potwierdzi Racki (1980), znajduj c w przysp gowej cz ci warstw sitkówcza skich konodonty z poziomu Schmidtognathus hermanni najwy szej cz ci ywetu. W a nie wapienie warstw sitkówcza skich górnych by y przez wiele lat eksploatowane w kamienio omie Sitkówka (Trzuskawica) Osadniki (=Sitkówka I, Ka mierczak, 1971,). Oko o 1935 r. w pó nocnej cianie kamienio omu (fig. 1, 4) ods oni to lej krasowy o g boko ci wi kszej ni 10 m i rednicy oko o 20 m, wype niony blokowiskiem z o onym z wielkich bloków ska miejscowych oraz pó nocnych. Bloki zalega y na i ach zwietrzelinowych, które z kolei przykrywa y skrasowia, nierówn powierzchni wapieni dewo skich (Czarnocki, 1935). Przestrze pomi dzy blokami by a wype niona laminowanymi piaskami oraz piaskami gliniastymi. W osadzie tym na g boko ci 8-10 m znaleziono szcz tki kr gowców: nied wiedzia jaskiniowego, jeleniowatych, drapie nych, gryzoni (bobrów) oraz

238 236 Sesja terenowa ptaków a tak e od amki w gla drzewnego a nadto krzemienie sprawiaj ce wra enie prymitywnych narz dzi, wreszcie ko ci upane, które wyst powa y w niszach i lepych komorach, gdzie nagromadzone by y cznie z narzutniakami pó nocnego pochodzenia. Zdaniem J. Czarnockiego (1935), autora opisu stanowiska, materia czwartorz dowy pochodzi z rozmycia moreny z okresu zlodowace po udniowopolskich i zapewne zosta przyniesiony do leja podczas okresu interglacjalnego. Czarnocki wskaza tak e na mo liwo redepozycji szcz tków kostnych, które by y przemieszane i nosi y lady mechanicznego zniszczenia. Jego zdaniem ko ci pochodz z osadów jaskini zniszczonej i/lub przemytej w trakcie transgresji l dolodu na ten obszar. Na zako czenie swego opisu, Czarnocki (1935) zwróci uwag na znaczenie naukowe stanowiska oraz wspomnia o wykonanych badaniach i ich kosztach. Fig. 4. ciana kamienio omu Sitkówka z lejem krasowym, w którym znaleziono kopalne ko ci (fot. J. Czarnocki 1948) Kolekcja Czarnockiego, zdeponowana w Muzeum Geologicznym PIG-PIB, dziale paleozoologiczno-stratygraficznym (Muz. PIG-PIB 157.II.), liczy oko o 90 okazów, z których 40 zosta o ostatnio opracowanych pod wzgl dem taksonomicznym i tafonomicznym. Wyniki wskazuj, e ko ci pochodz od nieparzystokopytnych: konia i nosoro ca, parzystokopytnych, w tym osia, renifera oraz drapie nych, w ród których stwierdzono: nied wiedzia, hien jaskiniow, borsuka. Gryzonie s reprezentowane przez bobra. Cz ko ci ma starte kraw dzie, ich powierzchnia jest s abo i umiarkowanie zwietrza a. Wszystkie ko ci tworz spójny, homogeniczny zbiór. Wyniki analizy materia u kostnego z Sitkówki maj charakter opisowy z uwagi na opracowanie tylko cz ci materia u (Woroncowa-Marcinowska i in., 2017). Pobie na analiza pozosta ego materia u pozwoli a odnotowa szcz tki ptaków i przedstawicieli podrodziny Bovinae (Bos/Bison). Zbadana cz kolekcji, ze stwierdzonymi szcz tkami g ównie nied wiedzia, w mniejszej ilo ci konia, renifera, borsuka, hieny, jest typowa dla fauny plejstoce skiej. Obecno Cervalces latifrons, od którego pochodzi uchwa z zachowanym szeregiem z bowym P3-M3 (fig. 5) pozwala przypuszcza, e przynajmniej cz materia u reprezentuje rodkowy plejstocen (Stefaniak i in., 2014). Jasno ó to-szara i ciemnoszaro- ó ta barwa ko ci wskazuje na ich depozycj w piaskach lub piaskach gliniastych, co zgodne jest z informacj Czarnockiego (1935) o znalezieniu szcz tków kr gowców czwartorz dowych w laminowanych piaskach. Spójne cechy tafonomiczne zbioru nie przemawiaj za jego redepozycj, co sugeruje Czarnocki (1935), cho istotnie powierzchnia szcz tków jest zniszczona. Materia kostny nie posiada jakichkolwiek ladów transportu w rodowisku fluwialnym, jak chocia by zaokr glone kraw dzie, wy wiecona powierzchnia, zniszczenia, jako wgniecenia powierzchni. Porównuj c znaleziska ko ci z Sitkówki z innymi stanowiskami krasowymi mo na postawi hipotez o rodkowovistulia skim wieku znalezionych ko ci (Woroncowa-Marcinowska i in., 2003). Jednak e obecno gatunku Cervalces latifrons, przodka osia, pozwala przypuszcza, e cz materia u reprezentuje rodkowy plejstocen.

239 Sesja terenowa 237 Fig. 5. Kolekcja Czarnockiego z kamienio omu Sitkówka (Trzuskawica)-Osadniki. Prawa uchwa osia kopalnego (Cervalces latifrons Johnson, 1874) z z bami P3 M3, Muz. PIG 157.II. 35, 36, (fot. K. Paw owska) W ko cu lat 50. XX wieku stanowisko opisane przez Czarnockiego (1935) ju nie istnia o (Kota ski, 1959). Kilka lat pó niej liczne leje i kieszenie krasowe rozwini te wzd u fug mi dzywarstwowych obserwowa a w kamienio omach w Sitkówce Majchert (1966). Obecnie w cianie pó nocnej kamienio omu, w której znajdowa si lej opisywany przez Czarnockiego (1935) ods aniaj si tylko bardzo w skie szczeliny krasowe wype nione ó tobe owymi i ami (fig. 1). W ko cu XX wieku w pó nocno-zachodnim naro u kamienio omu-osadnika zosta a zinwentaryzowana Jaskinia Wodna (Urban, 1996). Jest to kana krasowy o soczewkowatym przekroju rozwini ty wzd u pionowej szczeliny o po udnikowej rozci g o ci, obecnie cz ciowo zalany wod z osadnika. Szczegó owe badania kopalnych form krasowych w cianach kamienio omu, prowadzone pod koniec XX wieku (Urban, 2002, 2013; Urban, Rzonca, 2009 fotografia) pozwoli y na wyró nienie pi ciu stanowisk kopalnych form krasowych, z których trzy zas uguj na uwag (fig. 6). Te trzy stanowiska by y badane w latach w ramach prac zmierzaj cych do identyfikacji stanowiska opisanego przez Czarnockiego (1935). Wówczas to uzupe niono badania granulometryczno-petrograficzne wype nie kopalnych form krasowych (fig. 7, 8) rozpocz te pod koniec XX wieku (Woroncowa-Marcinowska i in., 2017). Fig. 6. Uproszczony plan kamienio omu z zaznaczonymi obecnie istniej cymi stanowiskami krasowymi. Obja nienia oznacze : 1 ciana kamienio omu, 2 stanowiska krasowe opisane w tek cie (numeracja zgodna z opisem w tek cie), 3 przypuszczalne po o enie leja krasowego opisanego przez Czarnockiego (1935)

240 238 Sesja terenowa Fig. 7. Wybrane formy krasowe kamienio omu Sitkówka (Trzuskawica)-Osadniki z miejscami pobrania próbek stanowisko: 1 (A), 2 (B) i 3 (C) (fot. M. arski) Fig. 8. Wyniki analiz petrograficznych (A) i granulometrycznych (B) próbek z osadów krasowych wype niaj cych formy krasowe kamienio omu Sitkówka (Trzuskawica)-Osadniki Poni ej podsumowano badania w poszczególnych stanowiskach: 1. W pó nocnej cianie wyrobiska, na wysoko ci schodów, ods aniaj si pionowe szczeliny lub studnie krasowe i po czony z nimi kana krasowy (fig. 7A), a tak e nieregularny lej o g boko ci co najmniej 7 m. Wszystkie te formy wype nione s br zowoczerwonymi glinami, które we wschodniej szczelinie zawieraj pojedyncze, drobne otoczaki piaskowców. Minera y ilaste wyst puj cz sto w formie agregatów frakcji psamitowej lub aleurytowej (fig. 8, stanowisko Sit. 1, próbki 1 i 2).

241 Sesja terenowa 239 B. W pó nocno-wschodnim naro u kamienio omu ods ania si zespó kilku studni krasowych o cznej rednicy 5-8 m, które wype nione s materia em ilasto-piaszczystym o zabarwieniu br zowym, ó tym i czerwonym. W cz ci rodkowej wype nienia, nad ó tordzawymi i ami piaszczystymi ods ania si ó tordzawy piasek wirowy, pylasto-ilasty (fig. 8, Sit. 2, próbka 2). We frakcji psefitowej dominuj kilkucentymetrowe otoczaki piaskowców drobnoziarnistych o zmiennym udziale spoiwa krzemionkowego. Powy ej piasków oraz w bocznej cz ci studni wyst puje pakiet wi niowoczerwonego i u. Barwa a tak e obecno ziarn kwarcu ze ladami regeneracji pozwala przypuszcza, e i stanowi s abo zwietrza y, redeponowany osad permsko triasowy. Miejscami kana y krasowe wype nione s materia em lokalnym (fig. 8, Sit. 2, próbka 1). C. W rodkowej cz ci wschodniej skarpy kamienio omu zlokalizowany jest du y lej krasowy o górnej rednicy 5-8 m i g boko ci co najmniej 10 m. Lej i profil jego wype nienia zamaskowany jest osypiskiem piaszczysto- wirowych osadów wype niaj cych (fig. 8, stanowisko Sit. 3, próbka 1). Obserwacje materia u psefitowego wykaza y w jego sk adzie nast puj ce typy ska : a) piaskowce jasnoszare i szare, bardzo drobnoziarniste o spoiwie krzemionkowym, zwi z e i prawie zlewne; b) piaskowce jasnoszare i ó tawe, bardzo drobnoziarniste o ubogim, kontaktowym spoiwie krzemionkowym, porowate i s abo zwi z e, których obtoczone otoczaki osi gaj nawet ponad 20 cm d ugo ci; c) piaskowce drobnoi rednio- a niekiedy gruboziarniste, jasnoszare, czerwone, ó te zbudowane z ziarn kwarcu nosz cych lady regeneracji; d) kwarce, rzadziej kwarcyty, które tworz otoczaki o wielko ci do 3 cm, obtoczone lub pó obtoczone. Litologia ska tworz cych otoczaki sugeruje dwa ród a ich pochodzenia. Jasne piaskowce drobnoziarniste przypominaj piaskowce dolnodewo skie, których najbli sza wychodnia zlokalizowana jest 5 km na po udniowy wschód od stanowiska Sitkówka (Trzuskawica). Natomiast otoczaki piaskowców o zró nicowanym uziarnieniu oraz ilasto-krzemionkowym spoiwie reprezentuj utwory permsko-triasowe, z których pochodz te otoczaki kwarców i kwarcytów. Najbli szy p at takich piaskowców wyst puje w Radkowicach, 5 km na zachód od miejsca wyst powania otoczaków, jednak pozosta o ci zwietrzelin osadów permskotriasowych w rejonie Sitkówki i Trzuskawicy pozwalaj przypuszcza, e w neogenie ich zasi g by wi kszy (Urban, 2013). Taki sk ad petrograficzny wype nie form krasowych, w tym brak materia u pochodzenia pó nocnego, sk ad minera ów ci kich (obecno tylko minera ów odpornych na wietrzenie Urban, 2013: stanowisko Trzuskawica-Osadniki), a tak e brak obtoczonych i matowych ziarn piaszczystych wskazuje, na wype nienie wszystkich form krasowych dost pnych obecnie w cianach kamienio omu nast pi o przed okresem zlodowace plejstoce skich.

242 240 Sesja terenowa SESJA TERENOWA C Stanowisko (Stop) 1. WI TY KRZY BAZYLIKA MNIEJSZA NA WI TYM KRZY U MINOR BASILICA AT WI TY KRZY Cezary JASTRZ BSKI 1 1 Instytut Geografii, Uniwersytet Jana Kochanowskiego w Kielcach, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, jastrzebski.cezary@gmail.com Ko ció i klasztor na wi tym Krzy u to miejsce znane i zaliczane do wyj tkowych w ca ej Polsce. Od stuleci przechowywane s tu Relikwie Drzewa Krzy a wi tego, maj ce pochodzi z krzy a, na którym skona Chrystus. Do XIX w. strzegli ich benedyktyni, a obecnie Misjonarze Oblaci Maryi Niepokalanej. Wielka rola Sanktuarium wi tego Krzy a dla krzewienia ycia religijnego i podtrzymywania dziedzictwa kulturowego sprawi a, e w 2013 r. podniesiono je do godno ci bazyliki mniejszej, a w 2017 r. uznano za Pomnik Historii. wi ty Krzy zwany jest inaczej y cem lub ys Gór. To drugi pod wzgl dem wysoko ci szczyt Gór wi tokrzyskich, maj cy 595 m n.p.m. Góra od dawna fascynowa a i pobudza a ludzk wyobra ni. Ju w pradziejach wzniesienie odgrywa o wyj tkow rol. U jego podnó a w okresie trwaj cym od ok. II w. p.n.e. do II w. n.e. rozwija o si staro ytne górnictwo i hutnictwo. By mo e ju wówczas majestat góry oddzia ywa na trudni cych si wokó niej ludzi, skoro na samej wierzchowinie nie znaleziono dot d masowych ladów produkcji. Tak, jakby celowo wy czono szczyt z codziennego znoju i obdarzono go nimbem wi to ci. Najpewniej jeszcze w okresie przedpa stwowym, czyli mi dzy VIII a X w., na y cu powsta o górskie sanktuarium poga skie, zwi zane prawdopodobnie z kultem solarnym. Przed jego utworzeniem obszar ten móg by ju wcze niej miejscem zebra ludno ci pomi dzy VI-VIII, a IX i po ow X w. Granice sacrum wyznacza kamienny wa o d ugo ci ok. 1, 3 km otaczaj cy szczytowe plateau. Wa ma form bardzo wyd u onej elipsy. Jego j dro tworz du e bloki piaskowców kwarcytowych, które pokrywa rumosz skalny. Za o enie sk ada si z dwóch cz ci; wschodniej i zachodniej, które tworz rodzaj podków zwróconych otworami do siebie. D ugo cz ci wschodniej wynosi obecnie 813 m, natomiast zachodniej tylko 500 m, z czego na rami pó nocne przypada 350, a po udniowe 150 m. Wa wschodni przerwany jest w czterech miejscach. Trzy z nich s pochodzenia nowo ytnego, ale czwarte, pomi dzy tzw. Drog Królewsk i Zielon, uznawane jest za pierwotne i jedyne wej cie w obr b sanktuarium. Mo na je interpretowa jako bram (Gacki, 1873, Hadamik, 2015). Mo liwe, i w a nie z tym okresem dziejów góry wi si legendarne, barwne i bardzo mocno osadzone w tradycji opowie ci o czarownicach z ysej Góry. Nic wi c dziwnego, e tak e w redniowieczu ysiec otacza a aura tajemniczo ci. Jan D ugosz, pierwszy polski historyk i najwi kszy kronikarz ówczesnej Europy, w Rocznikach, czyli kronikach s awnego Królestwa Polskiego nazwa szczyt ksi ciem innych gór (princeps montium), czyli najwa niejszym w ca ym Królestwie Polskim, wi tym od wieków. Pisa : wznosi si góra Kalwaria, skrzep a z prawie zawsze tu panuj cego zimna i otoczona cz stymi mg ami, deszczami i niegami.

243 Sesja terenowa 241 Legendarne s tak e pocz tki dawnego zespo u klasztornego benedyktynów na wi tym Krzy u. Jedni twierdzili, e zakonnicy przybyli z w oskiego Monte Cassino. Inni upatrywali fundacji w dzia alno ci Dobrawy, ony ksi cia Mieszka I i rodowodu opactwa szukali w Czechach. Kolejni widzieli fundatora w osobie królewicza w gierskiego Emeryka. Przez wiele stuleci utrzymywa a si opinia, e benedyktynów sprowadzi tu w 1006 r. ksi Boles aw Chrobry. Obecnie przyjmuje si, i klasztor powsta z inicjatywy ksi cia Boles awa Krzywoustego i komesa Wojs awa, mi dzy 1125 a 1138 r. (Gacki, 1873, Jastrz bski, 1994) Relikwie Drzewa Krzy a wi tego zosta y ofiarowane opactwu oko o 1306 r. przez ksi cia W adys awa okietka, który sprowadzi je z W gier. Uzyskanie pi ciu partycji Krzy a M ki Pa skiej wynios o ysiec, nazywany od tego czasu wi tym Krzy em, do roli najstarszego sanktuarium na ziemiach polskich i najwa niejszego do czasu najazdu szwedzkiego w po owie XVII w., gdy utraci o swe znaczenie na rzecz Jasnej Góry w Cz stochowie. Pielgrzymowali tu prawie wszyscy królowie, magnateria i prosty lud (Derwich, 1992, Jastrz bski, 2007). Obecnie sanktuarium wi tokrzyskie stopniowo odzyskuje funkcj ogólnopolskiego miejsca pielgrzymkowego. Przyjezdni pokonuj najcz ciej na piechot fragment trasy z Nowej S upi na wi ty Krzy, nazywany Drog Królewsk, gdy w ten sam sposób z modlitw i darami wielokrotnie przybywali tu królowie. Wzd u Drogi Królewskiej w 2007 r. wzniesiono stacje Drogi Krzy owej w drewnie lipowym. Fig. 1. W 2017 r. zespó klasztorny na wi tym Krzy u zosta uznany za Pomnik Historii (fot. C. Jastrz bski) Szczególn cze do Relikwii Drzewa Krzy a wi tego ywi król W adys aw Jagie o (Jastrz bski, 2013). Na podobie stwo prawos awnych ikon otoczy je najwi ksz nabo n atencj, uznaj c za palladium Królestwa Polskiego cudown tarcz chroni c monarch, dynasti Jagiellonów i ca e pa stwo. wiadectwem tej wi tokrzyskiej adoracji W adys awa Jagie y by a wizyta monarchy na y cu 19 czerwca 1410 r., w drodze na pole bitwy pod Grunwaldem, czyli na niespe na miesi c przed wielk batali z Krzy akami, najwi ksz bitw redniowiecznej Europy, z pobo n intencj wymodlenia zwyci stwa. Relikwie przechowywane s w tabernakulum w o tarzu g ównym kaplicy Ole nickich. Uformowano je w krzy yk o podwójnym ramieniu i oprawiono w grawerowany z oty futera, umieszczony w srebrnym relikwiarzu w kszta cie s o ca, który zosta ufundowany przez opata Sierakowskiego w XVII w. Ten zabytkowy relikwiarz mo na podziwia w dni odpustowe. Na co dzie relikwie znajduj si w skromniejszym relikwiarzu o podwójnych ramionach ufundowanym przez misjonarzy oblatów w 1936 r.

244 242 Sesja terenowa Od tego czasu zgromadzenie Misjonarzy Oblatów Maryi Niepokalanej jest gospodarzem wi tego Krzy a i obecnie prowadzi tu nowicjat. Klasztor benedykty ski zosta bowiem skasowany przez w adze carskie w 1819 r. Wi kszo pomieszcze przeznaczono potem na dom dla ksi y zdro nych. Podczas powstania styczniowego w klasztorze znajdowa a si kwatera Mariana Langiewicza, a na stokach wzniesienia odby a si bitwa z wojskiem carskim. Od drugiej po owy XIX w. do 1939 r. na wi tym Krzy u istnia o ci kie wi zienie. W tym czasie wi ty Krzy powierzono misjonarzom oblatom. Podczas II wojny wiatowej Niemcy przeznaczyli klasztor na obóz dla je ców radzieckich. Nast pnie cz pomieszcze zaj utworzony w 1950 r. wi tokrzyski Park Narodowy (Jastrz bski, 2000). Fig. 2. Widok klasztoru od strony Drogi Królewskiej (fot. C. Jastrz bski) Dawny zespó klasztorny benedyktynów obejmuje teren wzgórza, na którym posadowiono ko ció, klasztor, dzwonnic i bram wschodni (Katalog, 1957, Jastrz bski, 1994). Ko ció p.w. Trójcy Przenaj wi tszej, wymurowano w drugiej wierci XII w., w stylu roma skim. Zniszczony po arem w 1459 r., zosta odbudowany w drugiej po owie XV w., ale doszcz tnie sp on w 1777 r. i doczeka si kolejnej odbudowy w latach , w stylu barokowo-klasycystycznym, wed ug planów ks. Józefa Karsznickiego. Niestety, z w tków roma skich pozosta y jedynie jedno rozglifione okienko, znajduj ce si w cz ci klauzurowej oraz fragment ciany w kru gankach. wi tynia jest murowana, jednonawowa, na planie prostok ta o wymiarach 53 na 17,5 m, orientowana. Okaza a fasada zachodnia, mieszcz ca g ówne wej cie obramione portalem z szarego marmuru, jest wykonana z ciosu, pi cioosiowa i dwukondygnacyjna. W niszach przyziemia stoj cztery barokowe figury kamienne rycerza i trzech duchownych, datowane na XVII w. Znajduj ca si od tej strony wie a ko cielna, któr dobudowano w ko cu XVIII w., podczas I wojny wiatowej zosta a zniszczona przez Austriaków i rozebrana w 1915 r. Zosta a odbudowana dopiero w czasach nam wspó czesnych po wi cenie i udost pnienie odby o si 7 wrze nia 2014 r. Fasada wschodnia jest podobna do zachodniej, ale trójosiowa. Wmurowano w ni kamienne kartusze z herbami Godziemba, Cio ek, Lubicz i z krzy em wi tokrzyskim. Przy zewn trznej, po udniowej cianie ko cio a znajduje si wej cie do krypt grobowych benedyktynów i ksi cia Jeremiego Wi niowieckiego ojca polskiego króla, posiadacza rozleg ych maj tków na ziemiach wschodnich, pogromcy Kozaków w czasie XVII-wiecznych wojen. Jego posta spopularyzowa w Trylogii Henryk Sienkiewicz. Po lewej stronie g ównego wej cia do ko cio a znajduje si XVIII-wieczna furta klasztorna ze sklepieniem kolebkowym z lunetami. Umieszczono w niej dwie pami tkowe p yty, po wi cone opatowi Sierakowskiemu i bratankowi opata Radoszewskiego. W ko ciele znajduje si siedem obrazów Franciszka Smuglewicza, nawi zuj cych do dziejów klasztoru i ycia w. Benedykta. W ród nich jest dzie o dotycz ce legendy o królewiczu w gierskim Emeryku, który zgodnie z tradycj ma by fundatorem klasztoru.

245 Sesja terenowa 243 Fig. 3. O tarz w kaplicy grobowej Ole nickich z tabernakulum chroni cym Relikwie Drzewa Krzy a wi tego (fot. C. Jastrz bski) Klasztor, podobnie jak i ko ció, zosta wzniesiony z kamienia w drugiej wierci XII w. W 1459 r. równie uleg po arowi, ale w drugiej po owie XV w. odbudowano go i przebudowano, m.in. dostawiaj c zachowane do dzi gotyckie kru ganki. Z kolei w XVII w. dokonano znacznych przekszta ce : cz wschodni rozbudowano o zakrysti, sal opack i ryzalit pó nocny, w latach dobudowano kaplic grobow Ole nickich, a ok. po owy XVII w. dobudowano cz zachodni, w której mie ci si obecnie Muzeum wi tokrzyskiego Parku Narodowego. W kolejnym stuleciu nieznacznie przebudowano kaplic grobow Ole nickich. Zniszczony po arem w 1777 r., klasztor zosta odbudowany i adaptowany na wi zienie ok r. Po przebudowach w XIX i na pocz tku XX w. oraz zniszczeniach w 1939 i 1945 r., by remontowany z rozbiórk elementów XIX i XX-wiecznych oraz cz ciowo adaptowany na schronisko i muzeum. Fig. 4. Gotyckie kru ganki sprzyjaj klasztornej kontemplacji (fot. C. Jastrz bski)

246 244 Sesja terenowa Kru ganki klasztorne, po rodku których mie ci si wirydarz, wykonano na planie prostok ta z fundacji króla Kazimierza Jagiello czyka i biskupa Zbigniewa Ole nickiego. wiadcz o tym or y jagiello skie oraz herby Pogo i D bno. Na zwornikach sklepienia krzy owego zachowa y si tak e cz ciowo inne herby rodów zas u onych dla klasztoru: Topór, Prus, Odrow, Jastrz biec, Junosza, Wieniawa i Ko ciesza. Przy okaza ym, barokowym nagrobku, wystawionym z powodu porz dkowania krypt ko cielnych, znajduje si fragment roma skiej ciany ko cio a z malowid em. Okaza y portal marmurowy z herbem Ogo czyk opata Sierakowskiego wprowadza do du ej zakrystii, której ciany udekorowano intarsj. Nast pne pomieszczenie to XVII-wieczna kaplica grobowa Ole nickich z marmurowym nagrobkiem fundatorów. Na znajduj cym si w niej o tarzu przechowywane s Relikwie Drzewa Krzy a wi tego. W murze otaczaj cym klasztor, w ko cu XVII w. wzniesiono murowan, pó nobarokow bram. Wykonano j na planie prostok ta, z ciosowymi elewacjami i przejazdem sklepionym kolebkowo-krzy owo. W pobli u stoi murowana dzwonnica z ko ca XVIII w. Od czasów staro ytnego górnictwa i hutnictwa, po którym pozosta y materialne lady w postaci u li dymarkowych oraz od czasów hipotetycznego sanktuarium poga skiego, o którym wiadczy wa kamienny, wi ty Krzy odgrywa wyj tkow rol w yciu religijnym i w dziejach narodu polskiego. Na ka dym kroku przypominaj tu o sobie zarówno wielka historia, jak i dzia alno pojedynczych osób. W dziejach konwentu, który przed kasat odgrywa pierwszorz dn rol w ród wszystkich polskich klasztorów benedykty skich, z otymi zg oskami zapisali si liczni opaci. O ich znaczeniu przypominaj, m.in., zachowane pami tki oraz ekspozycja muzealna. Wystawa, w du ej cz ci po wi cona dzia alno ci misyjnej oblatów, zaznajamia te z najstarszymi zabytkami polskiego pi miennictwa: Rocznikiem wi tokrzyskim dawnym oraz Kazaniami wi tokrzyskimi. Kazania s najwi kszym skarbem dziedzictwa kulturowego klasztoru, a pochodz z dawnej redniowiecznej biblioteki benedykty skiej, jednej z najwi kszych bibliotek redniowiecznej Polski. Powsta e w XIV w. i zachowane jedynie we fragmentach, s najstarszym zabytkiem religijnej prozy w j zyku polskim. Stanowi narodow relikwi j zyka ojczystego, arcydzie o religijnej, rytmizowanej prozy polskiego redniowiecza i homiletyki, najcenniejszym spo ród nad z oto dro szych skarbów Biblioteki Narodowej. W ko cu XIX w. odkry je w Sankt Petersburgu Aleksander Brückner. O ponurych czasach wi zienia przypominaj s ynne postacie. Jedna z nich to Sergiusz Piasecki, agent wywiadu i przemytnik na Kresach, którego talent literacki odkryli w wi tokrzyskiej celi Melchior Wa kowicz i Pawe Jasienica. Inna to przywódca nacjonalistów ukrai skich Stefan Bandera. Kolejna Andrzej Z bala, który wykona, zachowany we fragmentach, drewniany o tarz kaplicy wi ziennej. Cz cel udost pniono do zwiedzania w cz ci muzealnej prowadzonej przez wi tokrzyski Park Narodowy, a zajmuj cej zabytkowy budynek, stanowi cy cz dawnych zabudowa klasztornych benedyktynów. Muzeum powsta o w 1972 r., ale od 2010 r. przygotowano w nim nowoczesn, multimedialn ekspozycj przyrodnicz. Dzieje klasztoru wi tokrzyskiego splot y si z losami wielu polskich w adców, przedstawicieli pot nych rodów, takich jak np. Ole niccy, czy Wi niowieccy oraz bohaterów narodowych, czego najlepszym przyk adem mo e by Marian Langiewicz, przywódca powstania styczniowego. Ukoronowaniem roli wi tego Krzy a sta y si dwie uroczysto ci: nadania sanktuarium tytu u honorowego bazyliki mniejszej, co mia o miejsce 16 czerwca 2013 r. oraz uznanie za Pomnik Historii, co nast pi o 15 marca 2017 r. Ze wi tego Krzy a rozci ga si rozleg y, malowniczy widok na Góry wi tokrzyskie. Mo na st d dostrzec jedne z najwa niejszych miast regionu: Ostrowiec wi tokrzyski

247 Sesja terenowa 245 i Starachowice. U stóp klasztoru rozci ga si osobliwo przyrodnicza - najwi ksze go oborze, czyli rumowisko skalne, nosz ce imi Romana Kobendzy. W pobli u budowla dominuj ca nad ca ym wzniesieniem - wie a przeka nika radiowotelewizyjnego o wysoko ci 151 metrów, zbudowana w latach Dzi ki swej lokalizacji i odpowiedniej mocy przeka nika umo liwia odbiór programów radiowych i telewizyjnych w promieniu 100 kilometrów. Id c Drog Królewsk w stron Nowej S upi, na granicy lasu, mija si drewnian kapliczk D brówki, wystawion w miejscu, gdzie mia znajdowa si stary, modrzewiowy ko ció (Jastrz bski, 2013). W lewo prowadzi boczna droga na cmentarz 6-9 tysi cy je ców radzieckich, zamordowanych przez Niemców podczas II wojny wiatowej oraz na polan Bielnik, gdzie dzia a stacja monitoringu powietrza, prowadzona przez Uniwersytet Jana Kochanowskiego w Kielcach. Po prawej pozosta o ci Kopca Adama Czartoryskiego. Ksi odwiedzi wi ty Krzy po upadku powstania listopadowego, gdy wyje d a na emigracj. W g bi grota z figur Naj wi tszej Marii Panny Niepokalanie Pocz tej, która jest patronk Zgromadzenia Misjonarzy Oblatów. Na ko cu Drogi Królewskiej, ju na granicy Nowej S upi, stoi owiana legendami kamienna rze ba, przedstawiaj ca posta kl cz c w pokornej postawie. Najpopularniejsza wersja dawnych przekazów czy rze b z postaci pielgrzyma, który w drowa po wiecie, odwiedzaj c miejsca wiatowego i lokalnego kultu. Po wielu latach w drówki dotar wreszcie do stóp ysej Góry. Nagle rozleg si g os dzwonów z klasztoru. Wówczas w drowiec uzna, e dzwony odezwa y si na jego cze, mimo e w rzeczywisto ci oznajmia y mier zakonnika. Pycha pielgrzyma zosta a ukarana, zamieni si w kamie. Musi teraz odby pokut - idzie na kl czkach na szczyt wi tego Krzy a, posuwaj c si w ci gu roku o d ugo ziarnka maku lub piasku. Gdy dotrze do klasztoru, nast pi ma koniec wiata.

248 246 Sesja terenowa Stanowisko (Stop) 2. DOLINA BIA E UGI UWARUNKOWANIA LITOLOGICZNO STRUKTURALNE, KLIMATYCZNE I RODOWISKOWE POWSTAWANIA TORFOWISK W KOTLINIE S OPCA LITHOLOGICAL, STRUCTURAL, CLIMATIC AND ENVIRONMENTAL CONDITIONS OF THE FORMATION OF PEAT BOGS IN THE S OPIEC VALLEY Ma gorzata LUDWIKOWSKA-K DZIA 1 1 Instytut Geografii, Wydzia Matematyczno-Przyrodniczy, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, malgorzata.ludwikowska@ujk.edu.pl Dolina Bia e ugi jest obszarem zlokalizowanym w obr bie synklinorium ch ci skoklimontowskiego masywu paleozoicznego Gór wi tokrzyskich (Czarnocki, 1919; Znosko, 1962), kieleckiej strefy fa dów (Konon, 2008). Stanowi fragment wschodniej cz ci rozleglej synkliny ga zicko-bolechowickiej, która jest wewn trznie sfa dowana (Filonowicz, 1976). W j drze synkliny wyst puj osady karbonu ( upki ilaste) i dewonu rodkowego ( ywet, eifel) (wapienie margliste, wapienie i dolomity). Jest ograniczona od pó nocnego wschodu wzniesieniami Pasma Cisowskiego, zbudowanego z piaskowców kambryjskich, natomiast od strony po udniowo-zachodniej wzniesieniami z kulminacj G. Kamieniec (302 m n.p.m.), które buduj piaskowce i mu owce dewonu dolnego (Filonowicz, 1976). Wed ug Jurkiewicza (2001) obszar Bia ych ugów wraz z obrze em, to obni enie o charakterze rowu tektonicznego, ograniczone pod u nymi dyslokacjami (fig. 1). Genez tego rowu autor wi e z waryscyjsko-alpejsk orogenez i pó niejszym neotektonicznym odnowieniem starych stref dyslokacyjnych (przedtrzeciorz dowych). Kowalski (2001) opisuje rów tektoniczny Bia ych ugów jako asymetryczny, wielosegmentowy, rozwini ty w po udniowej strefie brze nej paleozoicznego trzonu Gór wi tokrzyskich. Jego powstanie wi e z napr eniami tektonicznymi na przedpolu Karpat i zapadliska w okresie tektogenezy karpackiej w miocenie i pliocenie. Najwi ksze przeg bienie poni ej poziomu wspó czesnego dna Doliny Bia ych ugów ( m n.p.m.) wynosi ok. 120 m. Kowalski (2001) wyró ni trzy ró nowiekowe i zró nicowane litofacjalnie kompleksy osadów wype niaj cych to obni enie: I-dolny, reprezentowany przez mioce sko-plioce ski detrytus lagunowy i p ytkiego basenu przybrze nego, II- rodkowy, który jest zwi zany z osadami wczesnego i rodkowego czwartorz du oraz III-górny, tworzony przez interglacjalne i peryglacjalne osady pó nego czwartorz du. Wype nienie tego obni enia przemawia zdaniem autora za zjawiskiem subsydencji kompensowanej. W plejstocenie, obni enie to wg Filonowicza (1976) pe ni o rol lokalnej pradoliny, odprowadzaj cej wody lodowcowe w okresie wycofywania si l dolodu zlodowacenia po udniowopolskiego. Dolina Bia ych ugów ma z o on genez. Nie jest kopaln dolin rzeczn (Kowalski, 2001). Jednak, obok uwarunkowa tektonicznych w jej genezie nale y uwzgl dni uwarunkowania litologiczne, które predysponowa y obszar do rozwoju krasu kontaktowego oraz funkcjonowania procesów morfogenetycznych w obr bie basenu krasowego, w uj ciu Walczowskiego (1962) (Ludwikowska-K dzia, w druku). Fakt obecno ci kopalnej rze by krasowej, pozwala rozwa a Dolin Bia ych ugów jako stref predysponowan do lokalnego formowania zag bie krasu reprodukowanego w pokrywie osadów czwartorz dowych wype niaj cych to obni enie. Mo e ponadto t umaczy przebieg i zapis procesów

249 Sesja terenowa 247 morfogenetycznych na tym obszarze, na ró nych etapach jego rozwoju morfologicznego, np. subsydencji, kompakcji interglacjalnych osadów organicznych, obecnie lokalnie widoczny zanik niewielkich cieków, czy wyst powanie stref wyp yce ska pod o a podczwartorz dowego, np. w rejonie S opca Szlacheckiego (tj. osta ców krasowych kopalnej rze by krasowej). Strefy tych wyp yce staj si wskutek erozji pokrywy osadów j maskuj cych, lokalnymi bazami erozyjnymi dla p yn cych rzek (Ludwikowska-K dzia, 2000). To z kolei predysponuje obszar do akumulacji osadów drobnofrakcyjnych, pochodz cych ze sp ukiwania czy zalewów powodziowych rzek Belnianki, Czarnej i ich dop ywów. Rze ba krasowa pod o a podczwartorz dowego wyja nia mo e równie lokalny rozwój procesów eolicznych, zwi zany prawdopodobnie z ucieczk wód w skrasowia e pod o e, tym samym przesuszanie zalegaj cych powierzchniowo pokryw piaszczysto-py owych czy gliniastych. Rozwój torfowisk na tym obszarze jest wi c warunkowany nie tylko zak adan w regionie wi tokrzyskim mobilno ci tektoniczn (por. So tysik, 2002), ale tak e lokalnymi, litologiczno-strukturalnymi i klimatycznymi uwarunkowaniami. Wydaje si, e w tak zró nicowanej hipsometrycznie rze bie pod o a podczwartorz dowego, brak pokrycia osadów interglacja u mazowieckiego Bia e ugi diamiktonem genezy glacjalnej, nie powinien jednak przes dza o braku l dolodu na tym obszarze (por. Lindner, 2004). Fig. 1. Lokalizacja Doliny Bia e ugi na tle systemu rowów tektonicznych rodkowego odcinka antyklinorium ch ci sko-klimontowskiego (Kowalski, 2001, zmienione) W zwi zku z rozpoznanym stanowiskiem interglacja u mazowieckiego Bia e ugi (Ludwikowska-K dzia, Nita, 2002; Nita, 2010), a tak e wynikami analizy litostratygraficznej i chronostratygraficznej osadów w profilach otworów wiertniczych S opiec UJK-2 i Jab onna UJK-1 (w tym opracowaniu), reinterpretacji w zakresie genezy i wieku wymagaj wyró nione przez Kowalskiego (2002) kompleksy osadów wype niaj ce to obni enie. Przebieg procesów morfogenetycznych w czwartorz dzie w rejonie Bia ych ugów, ich zapis w rze bie i osadach, nie jest wi c warunkowany wy cznie cyklicznymi zmianami klimatu, ale odbywa si na tle ram morfostrukturalnych Gór wi tokrzyskich, istotnie modyfikuj cych ich zapis.

250 248 Sesja terenowa INTERGLACJA MAZOWIECKI BIA E UGI MAZOVIAN INTERGLACIAL AT BIA E UGI Ma gorzata NITA 1 1 Katedra Geologii Podstawowej, Wydzia Nauk o Ziemi, Uniwersytet l ski, Sosnowiec, ul. B dzi ska 60, malgorzata.nita@us.edu.pl Osady organiczne z Bia ych ugów by y ju wcze niej przedmiotem zainteresowa badawczych (Ludwikowska, 1997). Ekspertyz palinologiczn 10 stropowych prób wykona Bi ka (2001), przypisuj c im wiek interglacja u eemskiego. Przedmiotem pó niejszych bada by y osady organiczne z czterech nowych rdzeni wiertniczych, wykonanych w latach , oznaczonych symbolami B 1 (= B 5B, Ludwikowska-K dzia, Nita, 2002), B 2, B 3 i B 4 (Nita, 2009). Pi ty otwór badawczy (B 5) trafi w stref brzegow kopalnego zbiornika, w którym osady mia y du o mniejsz mi szo i by y przewarstwione licznymi wk adkami piasku o mi szo ci do 0,5 m. Ze wzgl du na mo liwo zaburze w osadzie oraz brak ci g o ci rdzenia, tego profilu nie badano palinologicznie. Osady organiczne ze stanowiska Bia e ugi (B 1, B 2, B 3 i B 4), reprezentowane przez mu ki i torfy, zalegaj na g boko ci 9,6 13,0 m, 9,90 14,4 m, 9,9 14,0 m oraz 9,8 14,0 m od powierzchni terenu. Przykrywaj je szare i szaro-niebieskie mu ki oraz ó to-szare piaski drobnoi ró noziarniste (Nita, 2009). Osady organiczne reprezentuj interglacja mazowiecki i najstarsz cz zlodowacenia liwca. Sukcesja py kowa ma wszystkie podstawowe cechy, które charakteryzuj sukcesj tego interglacja u na obszarze Polski, a wi c typow kolejno pojawiania si i kulminowania py ku poszczególnych drzew, obecno wysokich warto ci cisa (Taxus, maks. 43%), intrainterglacjalny wzrost udzia u sosny (Pinus), wspó wyst powanie wysokich warto ci py ku graba (Carpinus) i jod y (Abies) w m odszej cz ci interglacja u (fig. 1) oraz obecno taksonów wska nikowych, takich jak Pterocarya i Celtis (Nita, 2009). W sk adzie szcz tków makroskopowych ro lin na uwag zas uguje te obecno nasion Aracites interglacialis, gatunku charakterystycznego dla interglacja u mazowieckiego. Fig. 1. Uproszczone diagramy py kowe ze stanowiska Bia e ugi (B 1, B, B 3 i B 4) W optimum klimatycznym interglacja u w rejonie stanowiska, podobnie jak na pozosta ym obszarze Polski, wyst powa y wielogatunkowe lasy mieszane z udzia em wierka (Picea abies),

251 Sesja terenowa 249 d bu (Quercus), graba (Carpinus), lipy (Tilia), wi zu (Ulmus) i klonu (Acer), a tak e cisa (Taxus) oraz leszczyny (Corylus). Tereny podmok e zajmowa y zbiorowiska olszowe z jesionem (Fraxinus), wi zem i wierkiem. Najbardziej interesuj c cech sukcesji z Bia ych ugów jest bardzo wysoki udzia py ku Carpinus (39%), notowany na pocz tku III okresu py kowego, jeszcze przed pojawieniem si jod y (Abies) oraz przed intrainterglacjalnym wzrostem Pinus (Nita, 2009). Podobny wzrost warto ci Carpinus (49%) jest widoczny równie w profilu z Zakrucza (Lindner, Rz tkowska-orowiecka, 1998). Wyst powanie tak wysokich warto ci jego py ku w dwóch ró nych stanowiskach, oddalonych od siebie o oko o 40 km, wyklucza raczej mo liwo interpretowania tego wzrostu zaburzeniami w osadzie. Tak wyra na ekspansja graba nie by a notowana w tej cz ci interglacja u w innych rejonach Polski. W osadach korelowanych ze starsz cz ci III okresu py kowego (B 1 i B 4) zaznaczy si te bardzo wyra ny wzrost warto ci py ku Pinus (maks. 60%) i Betula (maks. 29%), wi zany z ch odniejsz i prawdopodobnie tak e bardziej such oscylacj klimatyczn. Wzrost warto ci py ku brzozy i sosny oraz równoczesny do drastyczny spadek udzia u py ku drzew ciep olubnych w profilach z Bia ych ugów (B 1 i B 4) wskazuje, e podobne zmiany, opisane wcze niej w profilach z Podlasia (Krupi ski, 1988, 1995) nie s przypadkowe i nie maj charakteru lokalnego. Na znacznym obszarze Polski rozprzestrzeni y si lasy brzozowe i sosnowe, a drzewa ciep olubne wycofa y si niemal zupe nie. Z drzew, które wcze niej odgrywa y du rol w krajobrazie le nym, pozosta jedynie wierk (Picea abies) i olsza (Alnus). Granica mi dzy interglacja em mazowieckim a zlodowaceniem liwca jest wyra na we wszystkich czterech profilach i wyznacza j wzrost warto ci py ku ro lin zielnych (NAP) powy ej 40%. Dodatkowo granic t podkre la jeszcze wyra ny spadek koncentracji ziarn py ku oraz spadek udzia u substancji organicznej w osadzie. Mimo pogarszaj cego si klimatu, w rejonie Bia ych ugów pocz tkowo ros a jeszcze sosna, potem przetrwa y jedynie nieliczne brzozy drzewiaste. Wyst powa a te limba (Pinus cembra), warto ci jej py ku dochodz do 10%. Na prze omie interglacja /glacja jezioro w Bia ych ugach mia o charakter oligotroficzny udokumentowany przez obecno w osadach bardzo licznych mikro- i makrospor poryblinu (Isoëtes lacustris). Efektem kolejnej zmiany jest zanik jego wyst powania i wyra ny wzrost udzia u owoców w osienicznika (Batrachium) i py ku Ranunculus trichophyllus typ (fig. 2). Fig. 2. Uproszczone diagramy py kowe ze stanowiska Bia e ugi (B 2 i B 3) z uwzgl dnieniem makro- i mikrospor Isoëtes lacustris

252 250 Sesja terenowa WIEK ORAZ WARUNKI SEDYMENTACJI OSADÓW BIOGENICZNYCH TORFOWISKA BIA E UGI AGE AND CONDITIONS OF SEDIMENTATION OF BIOGENIC SEDIMENTS IN THE BIA E UGI PEATBOG Ma gorzata MALKIEWICZ 1, Daniel OKUPNY 2, Ryszard K. BORÓWKA 3, Jacek FORYSIAK 4, Adam MICHCZY SKI 5, Dominik PAW OWSKI 6, S awomir UREK 7 1 Pracownia Paleobotaniki Zak adu Geologii Stratygraficznej, Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc awski, Wroc aw, ul. Cybulskiego 34, malgorzata.malkiewicz@uwr.edu.pl 2 Instytut Geografii, Uniwersytet Pedagogiczny im. KEN, Kraków, ul. Podchor ych 2, daniel.okupny@up.krakow.pl 3 Zak ad Geologii i Paleogeografii, Wydzia Nauk o Ziemi, Uniwersytet Szczeci ski, Szczecin, ul. A. Mickiewicza 18, ryszard.borowka@usz.edu.pl 4 Katedra Geomorfologii i Paleogeografii, Wydzia Nauk Geograficznych, Uniwersytet ódzki, ód, ul. Narutowicza 88, jacekfor@interia.eu 5 Zak ad Zastosowa Radioizotopów, Instytut Fizyki Centrum Naukowo-Dydaktyczne, Politechnika l ska, Gliwice, ul. Konarskiego 22B/215, Adam.Michczynski@polsl.pl 6 Instytut Geologii, Wydzia Nauk Geograficznych i Geologicznych, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, Pozna, ul. Bogumi a Krygowskiego 12, dominikp@amu.edu.pl 7 Instytut Geografii, Uniwersytet Jana Kochanowskiego, Kielce, ul. wi tokrzyska 15, jacekteofil@o2.pl Wprowadzenie Wy ynna cz Polski, obejmuj ca zaledwie 2,3% liczby torfowisk kraju ( urek, 1987), cechuje si z kilkoma zasadniczymi typami rze by, warunkuj cymi ró ne sposoby zasilania mokrade. Wed ug danych Systemu Informacji Przestrzennej o Mokrad ach Polski (2006) w granicach Gór wi tokrzyskich wyst puje 47 z ó torfu, z których a 23% stanowi z o a torfów przej ciowych i wysokich. Mokrad a na omawianym terenie wykszta ci y si w dniach dolin rzecznych na terasach zlewowych i w starorzeczach, w lejach ródliskowych oraz w rozszerzeniach suchych, okresowo odwadnianych dolin, a tak e w misach deflacyjnych towarzysz cym wydmom ( urek, 2000; So tysik, 2001a). Wykonane dotychczas badania palinologiczne dla osadów biogenicznych deponowanych w torfowiskach rodkowej i wschodniej cz ci Wy yny Ma opolskiej, wskazuj na du e zró nicowanie wieku ich powstawania oraz zapisu cech rodowiska poszczególnych faz pó nego glacja u i holocenu (fig. 1). Zapis pó noglacjalnych zmian rodowiska w osadach biogenicznych na terenie Wy yny Ma opolskiej udokumentowano jedynie dla kilku stanowiskach, gdzie budowa geologiczna oraz ukszta towanie otaczaj cych je zlewni zapewnia y stabilne warunki wodne. Torfowisko Bia e ugi jest jednym z wi kszych tego typu obiektów w pasie wy ynnym Polski. Z o e torfu obejmuje pod u ne wielkopromienne zag bienie o szeroko ci m i d ugo ci ok. 10 km. Dotychczasowa charakterystyka stratygrafii torfowiska Bia e ugi opiera si na 23 wierceniach wykonanych w ró nych cz ci z o a ( urek i in., 2001). Z kolei wiek torfowiska bazowa na analizie py kowej materia u z wiercenia 6A (Szczepanek, 2001), wiercenia 14B ( urek i in., 2014) oraz 18 datowa torfu i utworów torfiastych metod radiow glow ( urek, 2000; urek, Kloss, 2001). W 2014 roku pobrano nowy profil z po udniowo-zachodniej cz ci torfowiska w okolicy wsi Trzemosna (oznaczenie 14D), do analiz z zakresu paleobotaniki,

253 Sesja terenowa 251 paleozoologii, stratygrafii oraz geochemii, w ramach kontynuacji bada nad pó noglacjalnym i holoce skim rozwojem torfowisk w pasie Wy yn Polskich. Lokalizacj profilów 14B, D na tle szkicu sytuacyjnego torfowiska oraz pod u nego przekroju stratygraficznego przedstawiaj odpowiednio figury 2 i 3. Fig. 1. A. Po o enie torfowiska Bia e ugi na tle mapy liczebno ci torfowisk w podstawowych typach rze by Polski (wg urek, 1987): 1 typy rze by: I pobrze a m odoglacjalne, II pojezierza m odoglacjalne, III niziny staroglacjalne, IV wy yny, V kotliny podkarpackie, VI Sudety, VII Karpaty; 2 liczba torfowisk; 3 procent ogólnej liczby torfowisk; 4 liczba torfowisk na 100 km 2 ; 5 po o enie stanowiska Bia e ugi. B. Po o enie datowanych palinologicznie torfowisk na tle sieci rzecznej rodkowej i wschodniej cz ci Wy yny Ma opolskiej (wg: B aszczyk, 1954; Szczepanek, 1961; Kaczmarska, 1973; Lata owa, 1976; Szczepanek, 1982; Lata owa i Nalepka, 1987; urek i in., 2011; Okupny i in., 2016): 1 dzia wodny I rz du; 2 dzia y wodne ni szego rz du; 3 sie rzeczna; 4 po o enie stanowiska Bia e ugi; 5 pozosta e stanowiska. C. Zestawienie wieku osadów biogenicznych torfowisk regionu: 1 starszy dryas; 2 alleröd 3 m odszy dryas; 4 okres preborealny; 5 okres borealny; 6 okres atlantycki; 7 okres subborealny; 8 okres subbatlantycki Seria osadów biogenicznych o mi szo ci 3,75 m (gytia ilasta, oraz torf niski, przej ciowy i wysoki), okaza a si o 20 cm bardziej mi sza od profilu 14B, dla którego wyniki z zakresu stratygrafii i paleobotaniki zosta y opublikowane w pracy urka i in. (2014). W osadach tych zapisane s zmiany szaty ro linnej oraz warunków klimatyczno-hydrologicznych od pó nego glacja u po czasy wspó czesne, z luk sedymentacyjn, która odpowiada ca emu okresowi atlantyckiemu i cz ci subborealnego, a by mo e i cz ci okresu borealnego.

254 252 Sesja terenowa Fig. 2. Lokalizacja nowych profili badawczych (14B, D) na tle szkicu sytuacyjnego torfowiska Bia e ugi (wg urka i in., 2001). 1 granica rezerwatu; 2 torfowiska; 3 dzia y wodne; 4 drogi; 5 wiercenia wykonane do okre lenia wieku oraz stratygrafii torfu; 6 linia przekroju pod u nego (patrz fig. 3) Fig. 3. Pod u ny przekrój stratygraficzny torfowisk Bia e ugi i S opiec (wg Szczepanek, 1982; urek i in. 2001; urek i in., 2014 uzupe nione). Torfy: 1 mszarny wysoki; 2 sosnowo-mszarny wysoki; 3 mszarno-turzycowy przej ciowy; 4 brzezinowo-przej ciowy; 5 turzycowo-mszysty niski; 6 ozowy niski; 7 olchowy niski; 8 pod o e piaszczyste (piasek drobny i redni miejscami ze wirem); gytie: 9 ilasta; 10 wiercenia geologiczne Wyniki analizy py kowej Analizie palinologicznej poddano profil torfowy z g boko ci 0,06-3,75 m. Materia py kowy liczono do uzyskania sumy oko o ziaren py ku drzew, krzewów i ro lin zielnych. Próbki z g boko ci 3,41-3,75 m zawiera y domieszk osadu mineralnego i nie stwierdzono w nich materia u py kowego. Rekonstrukcja lokalnej ro linno ci torfowiska i najbli szej okolicy, oparta zosta a na wyró nionych w diagramie lokalnych poziomach zespo ów py kowych (L PAZ), które skorelowano z jednostkami chronostratygraficznymi pó nego glacja u i holocenu (Mangerud i in., 1974; Litt i in., 2001).