PAÑSTWOWYINSTYTUTGEOLOGICZNY PAÑSTWOWYINSTYTUTBADAWCZY
Opracowa³a: ZDZIS£AWA SARNACKA Zreambulowali: DARIUSZ WIECZOREK, ANDRZEJ STOIÑSKI
G³ówny koordynator Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski — W. MORAWSKI Koordynator regionu Polski œrodkowej — D. GA£¥ZKA
OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ£OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI
1 : 50 000
Arkusz Szczerców (735) (z 1 fig., 3 tab. i 4 tabl.)
WARSZAWA 2019 Autorka: Zdzis³awa SARNACKA 1, 1970 r. Autorzy reambulacji: Dariusz WIECZOREK2, A STOIÑSKI2, 2013 r. 1 Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa
2 Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy Oddzia³ Œwiêtokrzyski w Kielcach ul. Zgoda 21, 25-953 Kielce
Redakcja merytoryczna: Joanna B£ASZKIEWICZ
ISBN 978-83-66239-74-6
PIG-PIB, Warszawa 2019
ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa tel. (+48) 22 45 92 000 [email protected]
Przygotowanie wersji cyfrowej: Stanis³aw OLCZAK, Sebastian GURAJ, Ewa ŒLUSARCZYK-KRAWIEC SPIS TREŒCI
I. Wstêp . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7 II. Ukszta³towanie powierzchni terenu. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 III. Budowa geologiczna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 A. Stratygrafia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 1. Karbon . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 a. Karbon dolny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 2. Perm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 a. Perm dolny + œrodkowy. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 Czerwony sp¹gowiec . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 Czerwony sp¹gowiec dolny + górny. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 b. Perm górny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 Cechsztyn . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 3. Trias. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 a. Trias dolny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 Pstry piaskowiec . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 Pstry piaskowiec dolny + œrodkowy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 Pstry piaskowiec górny (ret) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 b. Trias œrodkowy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17 Wapieñ muszlowy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17 c. Trias górny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17 Kajper . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18 Kajper dolny + górny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18 Retyk. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18 4. Jura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19 a. Jura dolna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19 b. Jura œrodkowa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19 c. Jura górna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20 Oksford–kimeryd . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20 Oksford górny–kimeryd dolny. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20 5. Kreda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21 a. Kreda dolna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21 Alb . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21 b. Kreda górna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22 Cenoman–santon. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22 Kampan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23 Mastrycht . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24 Mastrycht dolny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24 6. Paleogen + neogen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24 7. Paleogen–neogen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25 a. Paleocen–miocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25 Paleocen–miocen dolny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25 8. Neogen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27 a. Miocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27 Miocen dolny–œrodkowy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27 Miocen œrodkowy–górny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28 Miocen górny–pliocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29 9. Neogen–czwartorzêd . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 a. Miocen–plejstocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 Miocen górny–plejstocen dolny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 10. Czwartorzêd . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 a. Plejstocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 Plejstocen dolny–interglacja³ augustowski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 Zlodowacenia po³udniowopolskie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34 Zlodowacenie Nidy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34 Zlodowacenie Sanu 1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35 Interglacja³ wielki . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37 Interglacja³ mazowiecki . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38 Interglacja³ Zbójna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39 Zlodowacenia œrodkowopolskie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39 Zlodowacenie Odry . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39 Interglacja³ lubawski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40 Zlodowacenie Warty . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41 Interglacja³ eemski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45 Zlodowacenia pó³nocnopolskie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46 b. Czwartorzêd nierozdzielony . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49 c. Holocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 B. Tektonika i rzeŸba pod³o¿a czwartorzêdu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52 C. Rozwój budowy geologicznej . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59 IV. Podsumowanie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67 L i t e r a t u r a . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69 SPIS TABLIC
Tablica I — Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000 Tablica II — Szkic geologiczny odkryty w skali 1:100 000 Tablica III — Przekrój geologiczny C–D Tablica IV — Przekrój geologiczny E–F
I. WSTÊP
Obszar arkusza Szczerców (735) Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000 (SMGP) wyznaczaj¹ wspó³rzêdne geograficzne: 19°00'–19°15' d³ugoœci geograficznej wschodniej oraz 51°10'–51°20' szerokoœci geograficznej pó³nocnej. Obejmuje on powierzchniê oko³o 324 km2, s¹siaduj¹c z arkuszami SMGP: od pó³nocy – Zelów (Baliñski i Gawlik, 1985, 1986), od wschodu – Kamieñsk (Baraniecka, 1971a, b; Bartczak, 2015, 2016), od po³udnia – BrzeŸnica Nowa (Skompski, 1971a, b), a od zachodu – Osjaków (Ziomek, 2013; Ziomek, Ga³¹zka, 2014). Wed³ug podzia³u Polski na regiony fizycznogeograficzne (Kondracki, 2009) teren badañ jest po³o¿ony na pograniczu mezoregionów Kotlina Szczercowska i Wysoczyzna Be³chatowska, nale¿¹cych odpowiednio do makroregionów Nizina Po³udniowowielko- polska i Wzniesienia Po³udniowomazowieckie. Administracyjnie obszar opracowania znajduje siê w województwie ³ódzkim, powiatach be³chatowskim (gminy: Kleszczów, Kluki, Rusiec i Szczerców) i pajêczañskim (gminy: Kie³czyg³ów, Pajêczno, Rz¹œnia, Strzelce Wielkie i Sulmierzyce). Jedynie niewiel- ki fragment w po³udniowo-zachodniej czêœci terenu arkusza nale¿y do gminy Lgota Wielka w obrêbie powiatu radomszczañskiego. Pierwsza wersja arkusza Szczerców SMGP zosta³a opracowana przez Sarnack¹ (1970, 1971), a zdjêcie geologiczne wykonali Z. Sarnacka i S. Maksiak w latach 1964–1965. Ze wzglêdu na nap³yw wielu nowych danych geologicznych i koniecznoœæ zaktualizowania stratygrafii osadów czwartorzêdowych wed³ug obowi¹zuj¹cych standardów (Badura i Urbañski, 2009; Krzywicki, 2009) arkusz Szczerców SMGP zosta³ poddany reambulacji. Reambulacjê wykonano zgodnie z projektami prac geologicznych (Badura i Urbañski, 2009; Krzywicki, 2009), które zosta³y zatwierdzone przez Ministra Œrodowiska decyzj¹ nr DGiKGgs-475-12/3846/sekr/10/JJ z dnia 22.01.2010 r. W Narodowym Archiwum Geologicznym PIG-PIB w Warszawie nie uda³o siê odnaleŸæ kompletu materia³ów terenowych pierwszej wersji arkusza Szczerców SMGP. Archiwum dysponuje jedynie ze- szytami z opisami profili sond, szurfów i wkopów, brakuje natomiast map terenowych z lokalizacj¹ wy- konanych prac. W zwi¹zku z tym przy interpretacji geologicznej posi³kowano siê opublikowan¹ map¹ geologiczn¹ omawianego arkusza (Sarnacka, 1971).
7 W ramach reambulacji arkusza Szczerców SMGP przeprowadzono prace kartograficzne i kame- ralne zgodnie z Instrukcj¹ opracowania i wydania Szczegó³owej mapy geologicznej Polski z 2004 r. Uzupe³niaj¹ce kartowanie geologiczne wraz z sondami rêcznymi o ³¹cznym metra¿u 300,0 m i sonda- mi mechanicznymi o ³¹cznym metra¿u 100,0 m, wykonano w latach 2011–2012. Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych przedstawiono w tabeli 1. W ramach prac laboratoryjnych przebadano wiele próbek osadów pobranych z odkrywek: KuŸniaki, Markowizna oraz Szczerców, nale¿¹cej do Kopalni Wêgla Brunatnego (KWB) Be³chatów (Pazdur, 2011; Dobosz, 2012; Kuszell i Iwanuœ, 2012; Michczyñski, 2012; Adamiec, 2013). Badania te obej- mowa³y: datowania metodami radiowêglow¹ (14C) i luminescencji (TL – termoluminescencji, OSL – optycznie stymulowanej luminescencji) oraz analizy mineralogiczno-petrograficzne i palinologiczne.
T a b e l a 1 Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych
Numer punktu Rodzaj Lokalizacja Rzêdna G³êbokoœæ Uwagi na mapie w notatniku punktu* (miejscowoœæ) (m n.p.m.) (m) geologicznej terenowym 1 pkt. 73 od KuŸnica 170,0 4,5 badania metodami TL i OSL 2 WH 10 sm Koz³ówki 167,5 11,0 przekrój geologiczny A–B 3 WH 9 sm Leœniaki Chabielskie 170,5 11,0 przekrój geologiczny A–B 4 WH 8 sm Stanis³awów II/ I 172,0 10,0 przekrój geologiczny A–B 5 WH 7 sm Stanis³awów II 174,0 12,0 przekrój geologiczny A–B 6 WH 6 sm Kieruzele 173,0 12,0 przekrój geologiczny A–B Podlas 7 Podlas I od 184,0 14,0 badania mineralogiczno-petrograficzne (Zielêcin-Zabrzezie) Podlas 8 Podlas II od 181,0 20,0 badania mineralogiczno-petrograficzne (Zielêcin-Zabrzezie)
Parchliny C 8 9 Parchliny 176,0 20,0 badania izotopowe ä O i geochemiczne (2010) od Parchliny A badanie metod¹ 14C 10 Parchliny 181,0 19,0 (2010) od badania mineralogiczno-petrograficzne badania palinologiczne 11 Parchliny Parchliny 175,6 21,5 od badania mineralogiczno-petrograficzne
Parchliny B 14 12 Parchliny 178,0 24,0 badanie metod¹ C (2012) od 13 WH 5 sm Stró¿a 196,0 12,0 przekrój geologiczny A–B 14 WH 4 sm Stró¿a-Kolonia 206,5 10,0 przekrój geologiczny A–B 15 Pkt. 110 od Markowizna 196,0 6,0 badania metodami TL i OSL 16 WH 2 sm Bogumi³owice 219,5 11,0 przekrój geologiczny A–B 17 WH 1 sm Sk¹pa 222,0 11,0 przekrój geologiczny A–B
*sm – sonda mechaniczna, od – ods³oniêcie
Nale¿y podkreœliæ, ¿e zak³adane w projekcie (Badura i Urbañski, 2009) prace geologiczne w odkrywce Szczerców wraz z poborem próbek osadów do badañ by³y bardzo utrudnione. Po zmianie sytuacji prawno- -organizacyjnej KWB Be³chatów, która sta³a siê czêœci¹ grupy PGE Górnictwo i Energetyka Konwen- cjonalna SA, wejœcie na teren kopalni, zw³aszcza w celu wykonania prac niezleconych przez PGE, wymaga³o uzyskania stosownego pozwolenia oraz wniesienia op³aty. Obostrzeniom podlega³o tak¿e kartowanie geologiczne œcian wyrobiska i pobór próbek. Prace te dozorowa³ oddelegowany w tym celu
8 pracownik kopalni. Nie mo¿na by³o ich prowadziæ w miejscach, których on nie zaakceptowa³. Istnia³ ponadto re¿im czasowy przebywania w wyrobisku (trzy godziny dziennie). Dziêki wspó³pracy z prof. D. Krzyszkowskim (Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Wroc³awskiego) i dr hab. L. Wacheck¹-Kotkowsk¹ (Instytut Geografii Uniwersytetu £ódzkiego), prace geologiczne w odkrywce Szczerców sta³y siê mo¿liwe, choæ w nieco innym wymiarze ni¿ te zak³adane w projekcie (Badura i Urbañski, 2009). Do badañ wykorzystano m.in. próbki osadów plejstoceñskich pobranych przez wy¿ej wymienionych badaczy w 2010 r. W tym miejscu autorzy pragn¹ im podziêkowaæ za pomoc w trakcie prac w odkrywce Szczerców oraz za udostêpnienie manuskryptów wyników swoich badañ, obejmuj¹cych m.in. badania geochemiczne i izotopowe (d18O) na stanowisku Parchliny. Pierwsze prace geologiczne z omawianego rejonu i jego s¹siedztwa pod koniec XIX i na pocz¹tku XX wieku prowadzili m.in.: Siemiradzki (1889), Lewiñski (1904, 1928), Premik (1924a, b, 1925, 1929), Piech (1929), Samsonowicz (1937) i Jurkiewicz (1952, 1961). W latach 50. XX wieku opracowano Przegl¹dow¹ Mapê Geologiczn¹ Polski 1:300 000, arkusz £ódŸ (Dylik i Jurkiewicz, 1951; Jurkiewicz i in., 1955). W latach 60. XX wieku przyst¹piono do prac geologiczno-dokumentacyjnych wêgla brunatnego w rejonie anomalnej struktury grawimetrycznej rozci¹gaj¹cej siê od Rz¹œni do Gorzkowic (Ciuk, 1979), z których uzyskano wiele danych wiertniczych (m.in.: Kurdziel, 1964, 1966; Olczak i in., 1977; ¯ygar i in., 1977; Bielawski i in., 1983; Kozula, 2005; Gruszecki, 2007). Opisy litologiczne profili wielu otworów wiertniczych s¹ jednak bardzo lakoniczne, w¹tpliwoœci budzi tak¿e mi¹¿szoœæ serii piaszczystych, jak i prawdopodobnie b³êdne rozdzielenie serii osadów czwartorzêdowych i neogeñskich. W tym samym czasie co arkusz Szczerców SMGP (Sarnacka, 1970, 1971) opracowano arkusze Kamieñsk (Baraniecka, 1971a, b) i BrzeŸnica Nowa SMGP (Skompski, 1971a, b). Nastêpnie wy- konano arkusze Zelów (Baliñski i Gawlik, 1985, 1986) i Osjaków SMGP (Ziomek, 2013; Ziomek, Ga³¹zka, 2014). Arkusz Kamieñsk SMGP zosta³ zreambulowany (Bartczak, 2015, 2016). W 1980 r. opracowano Mapê Geologiczn¹ Polski 1:200 000, arkusz Czêstochowa (Biernat i in., 1980; Haisig i Biernat, 1980; Haisig i Wilanowski, 1980), a w 2011 r. dokonano jej reambulacji (Haisig, 2011a, b, c). O l¹dolodzie zlodowacenia Warty w omawianej czêœci Polski pisali m.in.: Krzyszkowski (1988, 1994), Krzemiñski (1997), Mojski (2005), Turkowska (2006) i Rdzany (2011). Wraz z postêpem eksploatacji w odkrywce Be³chatów KWB Be³chatów w kierunku zachodnim, na obszarze arkusza prowadzono kolejne badania (m.in.: Stuchlik i in., 1990; Balwierz i in., 2006; GoŸdzik i van Loon, 2007; Bruj i Krysiak, 2009; GoŸdzik i Krysiak, 2009; GoŸdzik i in., 2010; GoŸdzik i Skórzak, 2011). Po uruchomieniu odkrywki Szczerców KWB Be³chatów, przyst¹piono do prac dokumentacyj- nych na jej œcianach (Jagóra i Szwed-Lorenz, 2005; Kurpiewska, 2010; Wachecka-Kotkowska i in., 2011; Krzyszkowski i in., 2015; Wieczorek i in., 2015; Myœkow i in., 2016; Wachecka-Kotkowska i in.,
9 2017a, b, c, d, 2018). Wczeœniej prowadzono te¿ tzw. prace ratunkowe (badania stanowisk archeolo- gicznych przed ich mo¿liwym zniszczeniem) na terenie przysz³ej odkrywki (Forysiak, 2009). W 2017 r. w miejscowoœci Wawrzkowizna odby³a siê 24. Konferencja „Stratygrafia Plejstocenu Polski – Czwartorzêd pogranicza ni¿u i wy¿yn w Polsce Œrodkowej”. Zaprezentowano na niej wiele nowych danych z obszaru badañ (GoŸdzik i Zieliñski, 2017b; GoŸdzik i in., 2017; Krzyszkowski i in., 2017a, b; Wachecka-Kotkowska i in., 2017a, b, c, d; Wieczorek i in., 2017). Szczegó³owe zestawienia literatury odnosz¹cej siê do omawianego obszaru, jak i jego s¹siedztwa zawieraj¹ opracowania: Ga³¹zki (1955), Domos³awskiej-Baranieckiej i Skompskiego (1967), B³aszkie- wicza i innych (1968), Sarnackiej (1970), Baranieckiej (1971a, b), Baranieckiej i Sarnackiej (1971), Skompskiego (1971a, b), Ciuka (1979), Baranieckiej i innych (1980), Baliñskiego i Gawlika (1986), Krzyszkowskiego (1992), Barwicz-Piskorz i Szewczyk (1994), Felisiaka i Szewczyk (1994), Gotowa³y (1994), Ha³uszczaka (1994b), Ha³uszczaka i innych (1994), Piwockiego (2004), Piwockiego i Kramar- skiej (2004), Piwockiego i innych (2004), Turkowskiej (2006), Haisiga (2011c) oraz Ziomka (2013).
II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU
Ukszta³towanie powierzchni terenu arkusza Szczerców jest zró¿nicowane (Sarnacka, 1970). Na po³udniu i po³udniowym wschodzie powierzchnia ta jest bardziej wyniesiona i wyraŸnie obni¿a siê ku pó³nocy. W rejonie Piekar–Sulmierzyc–Anielowa osi¹ga ona wysokoœæ 251,9 m n.p.m., a w okolicach Bia³ej–Dworszowic Pakoszowych rzêdne terenu wynosz¹ 233,2–237,6 m n.p.m. Na pó³noc od Sucho- woli obszar badañ wznosi siê do wysokoœci 213,6 m n.p.m., a ko³o Dêbiny – do 211,1 m n.p.m. W rejo- nie Brutusa rzêdna terenu osi¹ga 181,6 m n.p.m., a w pobli¿u Stanis³awowa – 187,4 m n.p.m. Najni¿ej po³o¿one punkty s¹ zlokalizowane w dolinach Widawki (ok. 165 m n.p.m.) i Krasowej (159,8 m n.p.m.). W tej okolicy rozpoznano wiele form geomorfologicznych o ró¿norodnej genezie (tabl. I). Do form lodowcowych nale¿¹ wysoczyzna morenowa p³aska i falista, moreny czo³owe akumu- lacyjne oraz zag³êbienia koñcowe (wytopiskowe). Na obszarze arkusza dominuje w y s o c z y z n a m o r e n o w a p ³ a s k a, a jej miejscowe deniwelacje (2–5 m) s¹ wynikiem póŸniejszego zró¿nicowa- nia pierwotnej akumulacji lodowcowej oraz rozciêcia przez szereg form erozyjnych i denudacyjnych. Wysoczyzna morenowa falista wystêpuje lokalnie w po³udniowo-wschodniej czêœci opisywanego obszaru oraz na pograniczu z terenem arkusza Osjaków SMGP. Gdy obszar badañ znaj- dowa³ siê w zasiêgu strefy peryglacjalnej (okres zaniku l¹dolodu zlodowacenia Warty i okres zlodowa- cenia Wis³y) powierzchnia wysoczyzny morenowej podlega³a przeobra¿eniom, a osady by³y poddawane intensywnemu wietrzeniu fizycznemu (mrozowemu). Na po³udniowym wschodzie terenu arkusza, w oko- licach Sulmierzyc i Woli Wydrzyny, w obrêbie wysoczyzny mo¿na wyró¿niæ dwa poziomy morfolo-
10 giczne, które mog¹ byæ pozosta³oœci¹ po rynnie subglacjalnej. W pobli¿u Sulmierzyc, D¹browy, Piekar, Bia³ej, Dworszowic Pakoszowych, Suchowoli i Zielêcina wystêpuj¹ moreny czo³owe akumulacyjne, których wysokoœæ dochodzi do 251,6 m n.p.m. na po³udnie od Sulmierzyc; 251,9 m n.p.m. w rejonie Piekar; 237,6 m n.p.m. w okolicach Dworszowic Pakoszowych oraz 233,2 m n.p.m. w Bia³ej i 213,6 m n.p.m. w pobli¿u Suchowoli. D³u¿sze osie tych form maj¹ rozci¹g³oœæ równole¿ni- kow¹. Z a g ³ ê b i e n i a k o ñ c o w e ( w y t o p i s k o w e ), bêd¹ce pozosta³oœci¹ po bry³ach martwego lodu, rozpoznano w okolicach Bogumi³owa, Chruœciñskiego, Dworszowic Pakoszowych, Rych³owca, Suchowoli i Zielêcina. Tworz¹ one tzw. strefê bry³owego rozpadu l¹dolodu zlodowacenia Warty (Domos³awska-Baraniecka i Skompski, 1967). Do form wodnolodowcowych zaliczono równiny sandrowe i pokrywy wodnolodowcowe, ozy, formy akumulacji szczelinowej, kemy, tarasy kemowe oraz rynny i krawêdzie subglacjalne (póŸniej przekszta³cone fluwialnie i peryglacjalnie). R ó w n i n y s a n d r o w e i w o d n o l o d o w c o w e zajmuj¹ doœæ znaczn¹ powierzchniê terenu. Na wysoczyznie morenowej s¹ to równiny wodnolodow- cowe, a w rejonie zachowanych rynien subglacjalnych wystêpuj¹ równiny sandrowe. Sto¿ki sandrowe znajduj¹ siê na po³udnie od linii moren czo³owych w po³udniowej czêœci obszaru arkusza. Powierzchniê wysoczyzny i zag³êbieñ koñcowych (wytopiskowych) urozmaicaj¹ k e m y i t a r a s y k e m o w e, natomiastrzadkopojawiaj¹siêozy i formy akumulacji szcze l i n o w e j oraz r y n n y i k r a w ê d z i e s u b g l a c j a l n e. Du¿e skupisko form kemowych wystêpuje na pó³noc od Sulmie- rzyc. Jest ono znane jako kompleks kemowy Stanis³awowa (Domos³awska-Baraniecka i Skompski, 1967; Sarnacka, 1970). Rynna subglacjalna wraz z ozami w jej obrêbie jest po³o¿ona w rejonie Ko- œcielizny i Winka. Oz wystêpuje tak¿e miêdzy Bogumi³owicami a Ostro³êk¹. Z kolei miêdzy Wol¹ Wydrzyn¹ a Stró¿¹ znajduje siê zachodni fragment rynny subglacjalnej o zniszczonej powierzchni, przekszta³conej przez póŸniejsze procesy peryglacjalne i fluwialne. Niewielkie formy akumulacji szczelinowej wystêpuj¹ w okolicach Stró¿y. Formy eoliczne s¹ reprezentowane przez wydmy i równiny piasków przewianych (Sarnacka, 1970), a tak¿e zag³êbienia deflacyjne. Utworzone zosta³y pod koniec zlodowacenia Wis³y w warun- kach strefy peryglacjalnej na przedpolu l¹dolodu. W pierwszej kolejnoœci przenoszone wiatrem piaski tworzy³y r ó w n i n y p i a s k ó w p r z e w i a n y c h, a nieco póŸniej zaczê³y formowaæ siê w y d m y. Na obszarze arkusza rozpoznano wiele wydm o kszta³cie parabolicznym lub wa³owym. Ich wysokoœæ wzglêdna wynosi od kilku do kilkunastu metrów, a d³ugoœæ dochodzi do kilkuset metrów. Wydmy paraboliczne maj¹ ramiona rozwarte ku zachodowi lub pó³nocnemu zachodowi. Wydmy wa³owe u³o¿one s¹ wzd³u¿ kierunków W–E oraz NW–SE. Powsta³y one w wyniku oddzia³ywania wiatrów zachodnich i pó³nocno-zachodnich. W obrêbie równin piasków przewianych oraz w ich bliskim s¹siedztwie, czêsto wystêpuj¹ z a g ³ ê b i e n i a d e f l a c y j n e. Najwiêcej form eolicznych rozpoznano w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza.
11 W obrêbie form rzecznych wyró¿niono: dna dolin rzecznych i tarasy akumulacyjne zalewowe, tarasy akumulacyjne w dolinie Widawki i w pozosta³ych dolinach rzecznych, tarasy erozyjne, a tak¿e starorzecza suche oraz d o l i n k i i m ³ o d e r o z c i ê c i a e r o z y j n e. W obrêbie dolin Widawki, Krasówki i Krasowej, Niecieczy oraz mniejszych cieków wystêpuj¹ dna d o l i n r z e c z n y c h, któ- rych zasiêg pokrywa siê z rozprzestrzenieniem osadów holoceñskich tworz¹cych t a r a s y a k u m u - l a c y j n e z a l e w o w e. Ponad nimi s¹ po³o¿one tarasy nadzalewowe powsta³e w okresie zlodowaceñ pó³nocnopolskich; czêœciowo s¹ one te¿ kopalne. W dolinie Widawki wyró¿niono dwa po- ziomytarasów akumulacyjnych nadzalewowych (I – 3,0–6,0 m n.p . r z e k i; I I – 2 , 0 – 3 , 0 m n .p . r z e k i), a w dolinach pozosta³ych rzek – jeden poziom. Ta r a s y e r o - z y j n e wyodrêbniono w dolinie Widawki, w miejscach, w których pod niewielkim przykryciem osadów rzecznych stwierdzono gliny zwa³owe. W kilku miejscach na granicy tarasów zalewowych i nadzalewowych zachowa³y siê s t a r o r z e c z a s u c h e Widawki. W obrêbie tarasów nadzalewo- wych Widawki wystêpuj¹ wyd³u¿one obni¿enia, bêd¹ce œladami przep³ywów wód roztokowych w czasie formowania siê tych tarasów. Powierzchniê wysoczyzny morenowej i równin wodnolodowcowych rozcinaj¹ d o l i n k i d e - n u d a c y j n e. WyraŸnie s¹ one widoczne np. na wysoczyznie po³o¿onej na pó³nocny zachód od Sul- mierzyc. U wylotu niektórych z nich znajduj¹ siê sto¿ki nap³ywowe. Na tarasach nadzalewowych rzek Krasowej i Niecieczy oraz Widawki znajduj¹ siê, wype³nione piaskami humusowymi i namu³ami, niewielkie z a g ³ ê b i e n i a o r ó ¿ n e j g e n e z i e – rzecznej, ale prawdopodobnie równie¿ termo- krasowej. Na omawianym obszarze wystêpuj¹ r ó w n i n y t o r f o w e, z których najwiêksza jest zlokalizowana w rejonie Podkluczy (uroczysko Przyrêbiec). Na obszarze badañ znajduje siê wiele form antropogenicznych. K o p a l n i e o d k r y w k o w e w ê g l a b r u n a t n e g o (odkrywka Szczerców, zachodnia czêœæ odkrywki Be³chatów), h a ³ d a p o- k o p a l n i a n a oraz o s a d n i k i, które powsta³y w zwi¹zku z dzia³alnoœci¹ KWB Be³chatów. Odkrywki maj¹ g³êbokoœæ oko³o 100–250 m, a wysokoœæ ha³dy dochodzi do kilkudziesiêciu metrów. W planie zajmuj¹ one obecnie powierzchniê kilku lub kilkunastu kilometrów kwadratowych. Na terenie arkusza wystêpuje równie¿ wiele mniejszych wyrobisk powsta³ych po eksploatacji kruszywa naturalne- go (piasków). S¹ one zlokalizowane w okolicach: Antoniówki, Bogumi³owic, Filipowizny-D¹brówki, Grabka, Koœcielizny, Osiny, Markowizny i Szczercowa. W rejonie Kie³czyg³owa znajduje siê wysypi- sko odpadów komunalnych, którego, ze wzglêdu na wielkoœæ formy oraz skalê opracowania, nie zazna- czono na szkicu geomorfologicznym (tabl. I). Teren arkusza jest po³o¿ony w dorzeczu Warty, w wiêkszoœci w zlewni jej prawostronnego dop³ywu – Widawki. Do Widawki dop³ywaj¹ Nieciecz i Krasowa wraz z Krasówk¹, które p³yn¹c na pó³noc odwadniaj¹ zachodni¹, centraln¹ i po³udniow¹ czêœæ omawianego obszaru. Niewielkie frag-
12 menty omawianego terenu s¹ odwadniane w kierunku po³udniowym m.in. przez Pisiê. Pierwotna sieæ rzeczna zosta³a miejscami przekszta³cona. Dotyczy to g³ównie doliny Krasówki w rejonie odkrywki Szczerców i zwa³owiska zewnêtrznego. Widawka, Krasowa i Krasówka prowadz¹ obecnie w swych kory- tach równie¿ wody pochodz¹ce z odprowadzania wód z odkrywek Be³chatów i Szczerców. W zwi¹zku z odwadnianiem, na du¿ej czêœci terenu badañ dosz³o do obni¿enia poziomu wód gruntowych i pod- ziemnych (Kochanowska, 2003), miejscami nawet o ponad 50 m.
III. BUDOWA GEOLOGICZNA
A. STRATYGRAFIA
Na obszarze arkusza wykonano dziewiêæ g³êbokich otworów badawczo-surowcowych (otw.: 151–154, 169, 170, 173, 175 i 176) w ramach poszukiwania ropy naftowej (m.in. Pernal i Wójcik, 1987). Przewiercono w nich utwory czwartorzêdu, neogenu, paleogenu, kredy, jury i triasu oraz permu i karbonu. Poni¿ej znajduje siê opis utworów wystêpuj¹cych w poszczególnych systemach geologicznych. Szerszych danych nale¿y szukaæ m.in. w opracowaniach: K³apciñskiego (1967), Dadleza i Kopika (1972), Pokorskiego i Wagnera (1972), Senkowiczowej i Szyperko-Œliwczyñskiej (1972), Soko³owskiego (1972), Deczkowskiego (1977), Wagnera i innych (1980), Morawskiej (1992), Felisiaka i Szewczyk (1994), Barwicz-Piskorz i Szewczyk (1994), Szynkiewicza (1994b), Dadleza (red., 1998), Jaskowiak-Scho- eneichowej i Krassowskiej (1998), Szewczyk (1999), Ha³uszczaka (2004), Leszczyñskiego (2010) oraz Haisiga (2011a, b, c).
1 . K a r b o n
Obecnoœæ ska³ systemu karboñskiego na obszarze arkusza by³a sygnalizowana m.in. w pracach Po¿aryskiego (1972) i Deczkowskiego (1977). Dane z póŸniejszych prac wiertniczych potwierdzi³y wystêpowanie utworów z tego okresu (Pernal i Wójcik, 1987; Szynkiewicz, 1994b).
a. Karbon dolny
Najstarszymi rozpoznanymi utworami na obszarze arkusza Szczerców s¹ i ³ o w c e, m u ³ o w c e, p i a s k o w c e i s z a r o g ³ a z y karbonu dolnego, wystêpuj¹ce w tzw. facji kulmu (Pernal i Wójcik, 1987). I³owce i mu³owce s¹ czarne (wêgliste) lub brunatne, kruche. Miejscami zaobserwowano w nich uwêglony detrytus roœlinny (otw. 176). S¹ one prze³awicone wk³adkami piaskowców drobnoziarni- stych lub szarog³azów, zwiêz³ych, zbitych, silnie zdiagenezowanych, o ¿elazistym, ilastym, krzemion-
13 kowym lub ilasto-dolomitycznym spoiwie. Seria utworów karbonu dolnego wystêpuje w otworze 154 na g³êbokoœci 3118,0–3160,0 m; w otworze 175 – na 3200,0–3210,0 m; w otworze 173 – na 3082,0–3095,0 m; w otworze 170 – na 3007,0–3031,0 m oraz w otworze 176 – na 3086,0–3176,0 m. Opisywane ska³y nie zosta³y przewiercone. Ich mi¹¿szoœæ dochodzi do 90,0 m. Rejestrowane upady warstw omawianych utworów, obserwowane p³aszczyzny poœlizgu oraz szczeliny wype³nione kwarcem, kalcytem, dolomitami lub pirytem, œwiadcz¹ o ich du¿ym stopniu zaanga¿owania tektonicznego.
2 . P e r m
Wystêpowanie ska³ permu na obszarze badañ by³o sygnalizowane m.in. w pracach: B³aszkiewicza i innych (1968), Sarnackiej (1970, 1971), Pokorskiego i Wagnera (1972), Deczkowskiego (1977), Baranieckiej i innych (1980) oraz Morawskiej (1986). Na podstawie danych uzyskanych w czasie prac wiertniczych (Pernal i Wójcik, 1987; Szynkiewicz, 1994b) potwierdzono obecnoœæ utworów zarówno czerwonego sp¹gowca, jak i cechsztynu.
a. Perm dolny + œrodkowy Czerwony sp¹gowiec
Czerwony sp¹gowiec dolny + górny
Utwory czerwonego sp¹gowca s¹ wykszta³cone jako p i a s k o w c e zlepieñcowate i zle- p i e ñ c e polimiktyczne, tzw. saksonu (Pernal i Wójcik, 1987). Zlepieñce maj¹ lepiszcze ilasto-¿ela- ziste, ilasto-polimiktyczno-piaszczyste lub ilaste. Miejscami piaskowce s¹ brunatnoczerwone. W wy¿szych partiach profilu wystêpuj¹ jasnoszare lub popielate piaskowce drobnoziarniste, o lepiszczu ilasto-dolo- mitycznym, tzw. bia³y (szary) sp¹gowiec. Przynale¿noœæ stratygraficzna bia³ego (szarego) sp¹gowca jest dyskusyjna (np. K³apciñski, 1967). Seriê czerwonego sp¹gowca na obszarze arkusza tworzy formacja klastyczna utworów kontynentalnych, czêœciowo rozwiniêta równie¿ w facjach limnicznych lub brze- ¿nych – p³ytkomorskich (Pokorski i Wagner 1972; Pernal i Wójcik, 1987; Morawska, 1992). Utwory czerwonego sp¹gowca w otworze 154 wystêpuj¹ na g³êbokoœci 3090,0–3118,0 m; w otworze 175 – na 3182,0–3200,0 m; w otworze 173 – na 3068,0–3082,0 m; w otworze 176 – na 3068,0–3086,0 m, a w otworze 170 – na 2998,0–3007,0 m. Mi¹¿szoœæ utworów permu dolnego i œrodkowego na obszarze badañ wzrasta w kierunku pó³nocnym (Deczkowski, 1977) i dochodzi do 28,0 m.
b. Perm górny Cechsztyn
Utwory permu górnego na terenie arkusza s¹ to g³ównie ewaporaty oraz utwory wêglanowe (Po- korski i Wagner, 1972; Deczkowski, 1977; Pernal i Wójcik, 1987; Morawska, 1992), które mo¿na opi-
14 saæ jako s o l e k a m i e n n e, a n h y d r y t y, w a p i e n i e i d o l o m i t y. Charakterystyczna cyklicznoœæ sedymentacji cechsztyñskiej, opisywana w postaci czterech cyklotemów (PZ1, PZ2, PZ3, PZ4), jest efektem wahañ poziomu morza. Morawska (1992) przyjê³a, ¿e w rejonie œwiêtokrzyskim (na po³udniowy wschód od obszaru arkusza) najwiêkszy zasiêg mia³ zbiornik w cyklu PZ1, niewiele mniejszy – w cyklu PZ3, natomiast wyraŸnie mniejszy – w cyklu PZ2. Z danych uzyskanych na podsta- wie prac wiertniczych wynika, ¿e poszczególne cyklotemy s¹ ró¿nie wykszta³cone (Morawska, 1986; Pernal i Wójcik, 1987). Potwierdzaj¹ to tak¿e opisy utworów przewierconych w otworach 153, 170 i 176. To zró¿nicowane wykszta³cenie jest wynikiem po³o¿enia terenu badañ w brze¿nych strefach p³yt- komorskiego zbiornika epikontynentalnego (Pokorski i Wagner 1972; Morawska, 1992), w obrêbie któ- rego, w granicach obszaru arkusza, mo¿na wyró¿niæ zatokê milanowsk¹ i depresjê Gomunic, przedzielone wa³em Gidli (Morawska, 1986). Cechsztyñski zbiornik œrodkowopolski odpowiada modelowi ewapo- racyjnego zbiornika barierowego (Morawska, 1986). Na terenie arkusza pe³ny profil uzyskano jedynie dla cyklotemu PZ1 (werra): zlepieniec pod- stawowy–czarne i³owce dolomityczne (³upki miedzionoœne)–wapieñ cechsztyñski (wapienie, dolomity)– anhydryt dolny–sól najstarsza–anhydryt górny (Morawska, 1986; Pernal i Wójcik, 1987). Mi¹¿szoœæ osadów cyklotemu PZ1 wynosi 277,0 m w otworze 170 oraz 402,0 m w otworze 154. Profil utworów kolejnego cyklotemu PZ2 (stassfurt) jest niepe³ny – i³owce (³upki cuchn¹ce)–dolomit g³ówny–anhydryt podstawowy (Pernal i Wójcik, 1987). Pe³niejszy profil osadów PZ2 wystêpuje na wschód i po³udnie od obszaru badañ (Morawska, 1986), a mi¹¿szoœæ utworów wynosi poni¿ej 80,0 m. Dolomit g³ówny jest ska³¹ zbiornikow¹ dla ropy naftowej wystêpuj¹cej w utworach permu górnego (Pernal i Wójcik, 1987). Profil utworów cyklotemu PZ3 (leine) jest doœæ pe³ny (mi¹¿szoœæ 46,0–298,0 m). Tworz¹ go i³owce dolomityczne (szare i³y solne)–dolomit p³ytowy–anhydryt g³ówny–sól m³odsza–anhydryt stropowy (Morawska, 1986; Pernal i Wójcik, 1987). Ostatni cyklotem PZ4 (aller) równie¿ jest wykszta³cony niemal kompletnie. W jego sk³ad wchodz¹ i³y czerwone solne–anhydryt pegmatytowy–sól najm³od- sza pomarañczowa–anhydryt graniczny–i³y czerwone górne (Pernal i Wójcik, 1987). Mi¹¿szoœæ osa- dów wynosi 26,0–97,0 m. W obrêbie opisywanych utworów skalnych zarejestrowano wystêpowanie niewielkich iloœci ropy naftowej (Pernal i Wójcik, 1987). Stwierdzona na obszarze badañ mi¹¿szoœæ utworów cechsztynu wynosi od 345,0 m w otworze 173 do 688,0 m w otworze 154, a w jego zachodnim s¹siedztwie oko³o 200–600 m (Deczkowski, 1977). Utwory serii ewaporatowej nawiercono równie¿ w rejonie Dêbiny, w obrêbie wysadu solnego – w otworach 131, 133 i 134, poni¿ej utworów brekcji tektonicznej, i w otworze 132, gdzie seria ta ods³ania siê na powierzchni podczwartorzêdowej (Ha³uszczak, 2004).
15 3 . T r i a s
Obecnoœæ utworów triasu na terenie badañ by³a sygnalizowana m.in. w pracach Senkowiczowej i Szyperko-Œliwczyñskiej (1972) oraz Deczkowskiego (1977). Na podstawie danych uzyskanych w czasie prac wiertniczych (Pernal i Wójcik, 1987; Szynkiewicz, 1994b) potwierdzono wystêpowanie utwo- rów trzech oddzia³ów tego systemu.
a. Trias dolny Pstry piaskowiec
Na obszarze arkusza utwory pstrego piaskowca mo¿na podzieliæ na serie: pstrego piaskowca dol- nego i œrodkowego oraz górnego (retu) (Senkowiczowa i Szyperko-Œliwczyñska, 1972; Senkowiczowa, 1973; Pernal i Wójcik, 1987). Mi¹¿szoœæ serii triasu dolnego jest doœæ wyrównana – od 569,0 m (otw. 176) do 724,0 m (otw. 151). W zachodnim s¹siedztwie terenu badañ mi¹¿szoœæ pstrego piaskow- ca wynosi oko³o 600–800 m (Deczkowski, 1977).
Pstry piaskowiec dolny + œrodkowy
Utwory pstrego piaskowca dolnego i œrodkowego s¹ wykszta³cone jako p i a s k o w c e, mu³owce i wapienie oolitowe oraz anhydryty.Wed³ugPernali Wójcik (1987) w dolnej czêœci profilu s¹ to: czerwonobrunatne piaskowce drobnoziarniste, rozpadaj¹ce siê p³ytowo, musko- witowe, miejscami zlepieñcowate o ilasto-¿elazistym lepiszczu, porowate, u³awicone poziomo, a gdzieniegdzie z upadem warstw od 10° do 45°, oraz mu³owce, mu³owce mikowe, mu³owce lub i³owce wapniste (miejscami z gniazdami anhydrytów), rzadziej i³owce, i³owce mu³owcowate lub mu³owce piaszczyste, brunatnoczerwone, miejscami zielonkawe, gdzieniegdzie s³abo wapniste, kru- che i zlustrowane. W górnej czêœci profilu s¹ to wapienie oolitowe szarozielone o spoiwie ilasto-kalcy- towym, piaskowce z oolitami wêglanowo-¿elazistymi, przechodz¹ce w brunatnowiœniowe mu³owce, nieco piaszczyste, rozpadaj¹ce siê skorupowo, i i³owce; charakterystyczne s¹ tu te¿ zielone ³upki esteriowe. Pstry piaskowiec dolny i œrodkowy tworz¹ osady powsta³e w zbiorniku subkontynentalnym (Senkowi- czowa, 1973), który okresowo mia³ po³¹czenie z morzem (Senkowiczowa i Kopik, 1973). Mimo wyrównanej mi¹¿szoœci opisywanej serii (493,0 m w otw. 170; 534,0 m w otw. 175; 572,0 m w otw. 151), prawdopodobnie w czêœci profilu wystêpuj¹ luki sedymentacyjne (Pernal i Wójcik, 1987).
Pstry piaskowiec górny (ret)
Pstry piaskowiec górny (ret) jest reprezentowany przez osady przybrze¿ne, lagunowe, morskie, a miejscami l¹dowe (Senkowiczowa, 1973). Na terenie badañ s¹ to p i a s k o w c e , m u ³ o w c e, wapienie, dolomity oraz gipsy i anhydryty.Wdolnejczêœciprofilu wystêpuj¹ utwory klastyczne, piaskowce i mu³owce z gniazdami gipsów, rzadziej i³owce, brunatnoczerwone, w których znaleziono ma³¿e Costatoria costata (Pernal i Wójcik, 1987). W górnej czêœci profilu stwierdzono
16 utwory facji wêglanowo-siarczanowej, naprzemianleg³e i³owce margliste i dolomityczne, wapienie margliste, dolomity oraz margle z przewarstwieniami anhydrytów. W tej czêœci pstrego piaskowca wyró¿nia siê warstwy: gipsowe pierwsze, miêdzygipsowe, gipsowe drugie i nadgipsowe (Pernal i Wójcik, 1987). Zró¿nicowanie tych utworów wynika ze zmian œrodowiska sedymentacyjnego: transgresji morza retu, nasileniu transgresji, sp³yceniu zbiornika i ponownej transgresji (Senkowiczowa, 1973). Mi¹¿szoœæ osadów retu stwierdzona na obszarze badañ wynosi 69,0 m w otworze 176; 107,0 m w otworze 170; 114,0 m w otworze 173; 126,0 m w otworze 153, a maksymalnie 152,0 m w otworze 151.
b.Trias œrodkowy Wapieñ muszlowy
Ska³y triasu œrodkowego reprezentuj¹ utwory wêglanowe z przewarstwieniami ewaporatów. S¹ to w a p i e n i e m a r g l i s t e, a n h y d r y t y i d o l o m i t y. Na omawianym terenie w obrêbie utworów triasu œrodkowego wyró¿nia siê trzy poziomy litologiczne (Pernal i Wójcik, 1987). Poziom dolny buduj¹ szare wapienie margliste, margle, wapienie faliste oraz wapienie ziarniste (tzw. pianko- we z uwagi na porowatoœæ do 20%). Poziom œrodkowy tworz¹ osady anhydrytowo-dolomityczne z przewarstwieniami i³owców i wapieni. Dolomity s¹ szarokremowe, pelityczne i drobnoziarniste, zbite i zwiêz³e, o nierównym prze³amie. Poziom górny cechuje wystêpowanie szarych wapieni marglistych i mar- gli oraz wapieni cienkop³ytowych z czarnymi i³owcami marglistymi w stropie. Utwory triasu œrodkowe- go rozpoznano w otworze 154 na g³êbokoœci 1413,0–1701,0 m; w otworze 175 – na 1694,0–1956,0 m; w otworze 173 – na 1832,0–2096,0 m; w otworze 151 – na 1403,0–1679,0 m; w otworze 152 – na 1477,0–1744,0 m; w otworze 153 – na 1496,0–1755,0 m; w otworze 170 – na 1709,0–1939,0 m; w otworze 176 – na 1726,0–2001,0 m, a w otworze 169, gdzie s¹ nieprzewiercone – na 1620,0–1806,0 m. Mi¹¿szoœæ utworów wapienia muszlowego na obszarze badañ wynosi oko³o 230–288 m. Utwory triasu œrodkowego s¹ osadami morskimi lub przybrze¿nymi. Poziomy dolny i górny wapienia muszlowego powsta³y w otwartym morzu, a poziom œrodkowy – w zbiorniku zamkniêtym o s³abym kontakcie z otwartym morzem (Senkowiczowa, 1973). Mimo wyrównanej mi¹¿szoœci oma- wianej serii, prawdopodobnie wystêpuj¹ w niej luki sedymentacyjne (Pernal i Wójcik, 1987).
c. Trias górny
Ska³y triasu górnego zosta³y podzielone tak jak w opracowaniu Pernal i Wójcik (1987) na utwory kajpru i retyku. Do ich opisu wykorzystano równie¿ opracowanie Senkowiczowej (1973) oraz Senko- wiczowej i Kopika (1973). Na omawianym obszarze pomiêdzy kajprem a retykiem zaznaczy³y siê tektoniczne ruchy eokimeryjskie (Senkowiczowa i Szyperko-Œliwczyñska, 1972). W otworze 176 seria utworów triasu górnego nie zosta³a rozdzielona.
17 Kajper
Kajper dolny + górny
Utwory kajpru s¹ wykszta³cone jako i ³ o w c e, m u ³ o w c e, p i a s k o wceorazgipsyianhy - d r y t y. Ich mi¹¿szoœæ zmienia siê od 169,0 m (otw. 175), przez 327,0; 386,0; 390,0 i 413,0 m (odpo- wiednio w otw. 173, 153, 169 i 170) do 535,0; 573,0 i 583,0 m (odpowiednio w otw. 151, 154 i 152). Utwory kajpru dolnego powstawa³y w zanikaj¹cym p³ytkim morzu, które w kajprze górnym jeszcze bardziej siê wycofa³o (Senkowiczowa i Kopik, 1973). W dolnej czêœci profilu (kajper dolny) stwierdzono jasnoszare piaskowce drobnoziarniste oraz szare, br¹zowe i szarozielone i³owce oraz mu³owce piaszczyste, œredniozwiêz³e, ze zlustrowaniami. W i³owcach podrzêdnie wystêpuj¹ szare piaskowce o zró¿nicowanej granulacji, lekko wapniste. Licz- nie spotykane s¹ uwêglone szcz¹tki roœlin. Omawiane utwory le¿¹ na tzw. dolomitach granicznych – szarobe¿owych, zailonych, o mi¹¿szoœci kilkunastu metrów (Pernal i Wójcik, 1987; Senkowiczowa, 1973). Mi¹¿szoœæ utworów kajpru dolnego wynosi kilkadziesi¹t metrów (od 62,0 m w otw. 154 do 92,0 m w otw. 152). W górnej czêœci profilu (kajper górny) wystêpuje: – dolna seria gipsowa (o mi¹¿szoœci od 55,0 m w otw. 170 do 243,0 m w otw. 154), wykszta³cona w postaci szarych i³owców dolomitycznych z przerostami i wtr¹ceniami gipsów i anhydrytów, i³owców ciemnobr¹zowych z zielonymi plamami, twardych, œredniozwiêz³ych, miejscami miêkkich i kruchych; – piaskowiec trzcinowy (o mi¹¿szoœci od 17,0 m w otw. 175 do 40,0 m w otw. 169) reprezento- wany przez zailone piaskowce drobnoziarniste, be¿owoszare i zielonkawoszare, miejscami wystêpuj¹ równie¿ piaskowce œrednioziarniste; – górna seria gipsowa (o mi¹¿szoœci od 41,0 m w otw. 176 do 319,0 m w otw. 152), wykszta³cona jako i³owce, i³owce mu³owcowe, pstre, czerwonowiœniowe lub zielonkawe z oczkami bia³ych i ró¿owych gipsów (Pernal i Wójcik, 1987). Wed³ug Pernal i Wójcik (1987) zró¿nicowanie mi¹¿szoœci utworów kajpru, zw³aszcza kajpru górnego, wynika z ich erozyjnego œciêcia w szczytowych partiach struktur wypiêtrzonych (ruchy tektoniczne) lub procesów halotektoniki.
Retyk
Osady retyku s¹ wykszta³cone jako i ³ o w c e i m u ³ o w c e, brunatnoczerwone, czekoladowe lub czerwone, miejscami zielone. Utwory te s¹ zbite i lite (rozpadaj¹ce siê p³ytowo) lub s³abozwiêz³e. Gdzieniegdzie wystêpuj¹ i³owce i mu³owce dolomityczne z wk³adkami ró¿owych piaskowców o ilasto- -wêglanowym spoiwie. Miejscami zawieraj¹ one ooidy lub drobne konkrecje wapienne (Pernal i Wójcik, 1987). W i³owcach i mu³owcach lokalnie (otw. 170 i 175) stwierdzono mi¹¿sze serie pia- skowców drobnoziarnistych, jasnoszarych, twardych i bezwapnistych. Przyjmuje siê, ¿e utwory
18 retyku powstawa³y w brakicznym œrodowisku wodnym, w basenie (strefa epikontynentalna), który okresowo uzyskiwa³ po³¹czenie z morzem geosynklinalnym (Kopik, 1973). Mi¹¿szoœæ utworów retyku wynosi 148,0 m w otworze 173; 187,0 m w otworze 153; 195,0 m w otworze 170; 230,0 m w otworze 175 i 265,0 m w otworze 169. W otworach 151, 152 i 154 utworów retyku nie stwierdzono (œciêcie erozyjne).
4 . J u r a
Problematykê utworów jury na obszarze badañ poruszali: Jurkiewicz i inni (1955), Ga³¹zka (1955), Biernat (1968), B³aszkiewicz i inni (1968), Sarnacka (1970, 1971), Haisig i Biernat (1980), Baraniecka i inni (1980), Barwicz-Piskorz i Szewczyk (1994) oraz Felisiak i Szewczyk (1994). Na podsta- wie danych uzyskanych w czasie prac wiertniczych (Pernal i Wójcik, 1987; Szynkiewicz, 1994b) potwierdzono wystêpowanie ska³ trzech oddzia³ów jury o znacznej mi¹¿szoœci.
a. Jura dolna
Osady jury dolnej na obszarze badañ s¹ reprezentowane przez m u ³ o w c e, i ³ o w c e i p i a - s k o w c e z s y d e r y t a m i o r a z w k ³ a d k a m i w ê g l a b r u n a t n e g o. W dolnej czêœci profi- lu s¹ to szare, ciemnoszare lub popielate mu³owce i i³owce z przewarstwieniami szarobe¿owych piaskowców drobnoziarnistych. Wy¿ej zalegaj¹ jasnoszare piaskowce drobno- i œrednioziarniste, z przewarstwieniami mu³owców i i³owców. Licznie wystêpuj¹ tu uwêglone fragmenty detrytusu roœlinnego, a nawet wk³adki wêgla brunatnego (otw. 154). Wy¿ej w profilu wystêpuj¹ ciemnoszare mu³owce oraz szare, br¹zowoszare i czarne i³owce ze sferosyderytami lub syderytami ilastymi oraz zielonymi i³owcami z faun¹ esteriow¹, tworz¹ce seriê ciechociñsk¹ (Pernal i Wójcik, 1987). Profil osadów jury dolnej koñczy seria piaskowcowa (piaskowce drobno-, œrednio- i gruboziarniste, kwarcowe, jasnoszare, szarobe¿owe i porowate) z drobnymi wk³adkami szarych i³owców i mu³owców (miejscami w mu³owcach wystêpuj¹ miki) – jest to seria borucicka (Pernal i Wójcik, 1987). Mi¹¿szoœæ opisywanych utworów liasu wynosi 10,0 m (otw. 169); 138,0 m (otw. 170); 163,0 m (otw. 153); 185,0 m (otw. 151); 260,0m(otw. 176) i 327,0 m (otw. 175). Utwory te powsta³y w œrodowisku l¹dowym, m.in. w zbior- nikach s³odkowodnych (Dadlez, 1973a), byæ mo¿e z okresowo wkraczaj¹cym p³ytkim morzem lagu- nowym, szelfowym (Dadlez, 1973b). Litologia osadów mo¿e wskazywaæ na ich akumulacjê w kilku cyklotemach, które rozpoczynaj¹ utwory piaszczyste, a koñcz¹ ilaste (Dadlez, 1973a). Profil utworów jury dolnej na omawianym obszarze mo¿e byæ niekompletny (luki sedymentacyjne).
b. Jura œrodkowa
Utwory jury œrodkowej wystêpuj¹ce na terenie badañ opisano jako p i a s k o w c e, i ³ o w c e i w a p i e n i e z s y d e r y t a m i i k r z e m i e n i a m i. Wed³ug Pernal i Wójcik (1987) na obszarze
19 arkusza mo¿na spodziewaæ siê pe³nego profilu utworów jury œrodkowej. Rozpoczynaj¹ go jasnoszare piaskowce kwarcowe, drobno- i œrednioziarniste, o sk¹pym spoiwie ilastym, z szarymi i brunatnosza- rymi wk³adkami i³owcowo-mu³owcowymi, zw³aszcza w ich dolnej czêœci. Stratygraficznie mog¹ one reprezentowaæ aalen i bajos dolny. Wy¿ej w profilu le¿¹ czarne lub brunatnoczerwone i³owce i i³owce muskowitowe, œrednio zwiêz³e, o p³ytkowej oddzielnoœci, z bu³ami syderytycznymi lub wk³adkami syderytów ilastych. I³owce zawieraj¹ domieszkê substancji wapnisto-dolomitycznej (otw. 152). Stwierdzono tak¿e mu³owce brunatnoczarne, zbite. Stratygraficznie mog¹ to byæ utwory bajosu górnego. Wy¿ej w profilu zalegaj¹ i³owce i mu³owce ciemnobrunatne, brunatnoczarne, z wk³adkami drobnoziarni- stych piaskowców dolomitycznych. Stratygraficznie mog¹ one nale¿eæ do batonu. Profil zamykaj¹ mu³owce szare z wk³adkami piaskowców drobnoziarnistych, margli piaszczystych, piaskowców wap- nistych lub dolomitów z glaukonitem, wapieni zapiaszczonych oraz wapieni gruz³owych (bulastych). S¹ to osady przejœciowe miêdzy utworami klastycznymi a wêglanowymi. Stratygraficznie mog¹ one nale¿eæ do keloweju. Najpe³niejsze profile utworów jury œrodkowej udokumentowano w otworach: 151–154, 169, 170, 173, 175 i 176. Mi¹¿szoœæ tych utworów waha siê od 201,0 m (otw. 176) do 375,0 m (otw. 169). Ska³y jury œrodkowej stwierdzono równie¿ w otworze 3, w którym wystêpuj¹ mu³owce ciemno- szare lub brunatne, i³owce szarobrunatne, i³o³upki brunatnoszare, margliste, z warstewkami piaskowców, a w stropie z rumoszami wapieni z krzemieniami, o mi¹¿szoœci 197,4 m (nieprzewier- cone) (Sarnacka, 1970). Mog¹ one reprezentowaæ utwory bajosu górnego i batonu dolnego. Podobne serie stwierdzono w otworach 1 i 2. W otworach 1, 2 i 3 udokumentowano strukturê antykliny D¹browy Rusieckiej (B³aszkiewicz i in., 1968). W otworach 3 i 154 w utworach jury œrodkowej znaleziono fragmenty fauny. Omawiane osady powsta³y w zmiennych warunkach œrodowiskowych – basenach epikontynen- talnym i subkontynentalnym (Dayczak-Calikowska i Kopik, 1973a, b).
c. Jura górna Oksford–kimeryd
Oksford górny–kimeryd dolny
Na terenie badañ do jury górnej nale¿¹ osady morskie (D¹browska, 1973). Nie zosta³y one dotych- czas rozdzielone, dlatego ujêto je w jedno wydzielenie – w a p ienie, margle, i³owce i wapienie m a r g l i s t e z k r z e m i e n i a m i. Utwory tego wieku udokumentowano m.in. w otworach: 151–154, 169, 170, 173, 175 i 176. Ich mi¹¿szoœæ waha siê od 264,0 m (otw. 154) do 747,0 m (otw. 173). W rejonie odkrywki Szczerców mi¹¿szoœæ omawianych utworów wynosi od oko³o 170 do oko³o 190 m (Kozula, 2005). Wystêpuj¹ tutaj utwory od oksfordu górnego do kimerydu dolnego (Haisig i Biernat, 1980; Sarnacka, 1970; Haisig, 2011b).
20 Litologicznie seria utworów oksfordu górnego jest wykszta³cona jako wapienie krystaliczne bia³e, wapienie margliste, wapienie z krzemieniami oraz wapienie kredowate (Sarnacka, 1970), a tak¿e wapienie be¿owoszare i kremowe, skrzemionkowane, skaliste, p³ytowe, z wk³adkami margli szarych (Pernal i Wójcik, 1987). W obrêbie tych utworów stwierdzono faunê amonitów, ma³¿y, brachiopodów, g¹bek, je¿owców, koralowców, liliowców i ma³¿oraczków (Sarnacka, 1970). Utwory oksfordu s¹ znane m.in. z otworów: 4, 24–26, 57, 58, 63, 87, 89–91, 93, 94, 106, 109 i 160. W profilach niektórych otworów (np. otw. 87 i 89) w górnych partiach omawianej serii zarejestrowano pustki krasowe. Seriê utworów kimerydu dolnego reprezentuj¹ i³owce szare, szarozielone, wapienie twarde, bia³okremowe, wapienie margliste, jasnoszare i szarozielone, wapienie margliste z pseudooolitami, margle szare i margle gruz³owate, wapienie kredowate i wapienie z oolitami (Sarnacka, 1970), a tak¿e wapienie oolitowe, i³owce margliste, margle szare, muszlowce oraz wapienie margliste, p³ytowe, z wk³adkami margli szarokremowych (Pernal i Wójcik, 1987). W osadach tych stwierdzono œlady rozmycia, zsuwy, przesuniêcia œlizgowe i luki sedymentacyjne (Sarnacka, 1970). W obrêbie wapieni i margli odnotowano faunê œlimaków i Exogyra. W rejonie Kuli na powierzchni terenu wystêpuje zwietrzelina wapieni dolnokimerydzkich (Œlusarczyk-Radwan, 1965), a w otworze 79, pod rumoszami skalnymi, nawiercono bia³oszare wapienie pelityczne (w dolnych partiach ze skorupami ma³¿y, kolcami i p³ytkami je¿owców, krynoidami i amonitami), detrytyczne, gruz³owate (z serpulami), miejscami z wk³adkami margli i i³ów oraz wapieni muszlowych. W wapieniach z otworu 56 stwierdzono obec- noœæ amonitów, trochitów liliowców, bioklastów szkar³upni, np. sklerytów strzykw (Theelia) oraz igie³ g¹bek (Zawidzka, 1996). Utwory kimerydu udokumentowano m.in. w otworach: 6, 11, 28, 29, 56, 79, 81, 82, 97, 98, 102, 125–127, 135, 137–139, 146–148, 155, 162–164 i 168. Lokalnie wapienie i margle przejawiaj¹ cechy skrasowienia (np. w otw. 28 i 147).
5 . K r e d a
Utwory kredy dolnej i górnej na obszarze arkusza by³y znane od lat (Jurkiewicz i in., 1955; Ga³¹zka, 1955; Sarnacka, 1970, 1971; Haisig i Biernat, 1980; Barwicz-Piskorz i Szewczyk, 1994; Felisiak i Szewczyk, 1994). Ca³kowita mi¹¿szoœæ ska³ kredy w rejonie rowu Kleszczowa zosta³a oszacowana na oko³o 320 m (np. Barwicz-Piskorz i Szewczyk, 1994).
a. Kreda dolna Alb
Utworyalbu,opisanejakopiaskowce i piaski kwarcowe z glau k o n i t e m, nawiercono w otworze 163 (Sarnacka, 1970), a tak¿e m.in. w otworach: 85, 118, 122, 124, 140, 141, 149, 150, 165, 171 i 173. Powsta³y one w p³ytkim zbiorniku morskim (Sarnacka, 1970).
21 W pó³nocnej czêœci terenu badañ osady albu s¹ reprezentowane przez piaski kwarcowe i piaskowce bezwapniste, które w dolnej czêœci profilu s¹ bia³awe, œrednioziarniste, przechodz¹ce ku stropowi w piaski drobnoziarniste i ¿ó³tawe (Ga³¹zka, 1955). W czêœci po³udniowej omawianego obszaru (otw. 173) piaskowce albu s¹ gruboziarniste, miej- scami ¿wirowate, glaukonitowe, w stropie krzemionkowe (Pernal i Wójcik, 1987). Z kolei w otworze 163 wystêpuj¹ piaski œrednio- i drobnoziarniste, jasno¿ó³te i szaro¿ó³te, bezwapniste oraz szare pia- skowce z ¿ó³tymi naciekami. W otworach 165 i 171 rozpoznano piaskowce drobno- i œrednioziarniste, szare, miejscami s³abo zwiêz³e. W œrodkowej czêœci obszaru badañ w otworze 141 natrafiono na piaskowce wapniste, w stropie zwietrza³e, miejscami s³abo zwiêz³e (sypi¹ce siê), natomiast piaskowce nawiercone w otworach 149 i 150 s¹ drobno- i œrednioziarniste, szare, bezwapniste, maj¹ ilaste lepiszcze, miejscami wystêpuj¹ w nich pojedyncze ziarna grubego kwarcu. W otworach 122 i 124 odnotowano piaskowce ró¿no- ziarniste (zlepieniec podstawowy?), ciemnoszare, miejscami z ³yszczykami, o krzemionkowym lub wapnistym lepiszczu. Gdzieniegdzie zarejestrowano te¿ obecnoœæ odwapnionych gez. W otworze 140 wystêpuj¹ piaskowce margliste, jasnoszare z odcieniem zielonym. Na podstawie profili niektórych otworów surowcowych wykonanych za wêglem brunatnym opisa- no serie piaskowcowo-mu³owcowe szarozielone, ciemnoszarozielone, glaukonitowe, miejscami wapniste (np. w rejonie Dêbiny o mi¹¿szoœci 133,0 m – przewiercone), a tak¿e serie piaskowcowo-piaszczysto-ila- sto-i³owcowe szare, margliste (w pobli¿u Rz¹œni o mi¹¿szoœci 126,0 m – nieprzewiercone). Szynkiewicz (1994b) oszacowa³ mi¹¿szoœæ ska³ albu w rejonie z³o¿a wêgla brunatnego Be³cha- tów na oko³o 20–50 m. W rejonie pola Szczerców mi¹¿szoœæ tych utworów dochodzi do kilkudziesiêciu metrów (Kozula, 2005). W otworze 85 mi¹¿szoœæ ska³ albu wynosi 73,5 m (nieprzewiercone), w otwo- rze 141 – 49,0 m (nieprzewiercone), a w otworze 114 – 38,0 m (przewiercone). Nie ma pewnoœci czy na obszarze arkusza ca³a omawiana seria pochodzi tylko z albu, poniewa¿ nie przeprowadzono badañ biostratygraficznych. Ze wzglêdu na podobne wykszta³cenie litologiczne, mo¿e byæ ona mylona z osadami cenomanu.
b. Kreda górna Cenoman–santon
Utwory cenomanu–santonu s¹ to g ³ ó w n i e w a p i e n ie, m a r g l e i o p o k i z g l a u k o - nitem, fosforytami i krzemieniami, które udokumentowano m.in. w otworze 100 (Sarnacka, 1970), a tak¿e w otworach: 13, 49, 74–77, 115, 116, 128, 144, 145, 156–158, 171, 173 i 176. Mi¹¿szoœæ tych osadów wynosi oko³o 10 m (otw. 128); 35,0 m (otw. 49 i 74); 59,0 m (otw. 158) i 87,0 m (otw. 76) – serie nieprzewiercone. Omawiane utwory s¹ to osady morskie, formowane m.in. przy udziale pr¹dów dennych.
22 Ska³y cenomanu reprezentuj¹ bezwapniste piaski drobnoziarniste, jasno¿ó³tawe, z konkrecjami fosforytów (Ga³¹zka, 1955) rozproszonych w piaskach i nietworz¹ce wyraŸnego poziomu. Utwory te maj¹ ma³¹ mi¹¿szoœæ (mniej ni¿ 1,0 m) i zalegaj¹ na piaskach albu (Ga³¹zka, 1955). Wed³ug Sarnackiej (1970) osady cenomanu s¹ to jasnoszare wapienie i margle, margle piaszczyste glaukoni- towe i i³y glaukonitowe z faun¹ amonitów i inoceramów (z Inoceramus crippsi Mantell wystêpuj¹cym ³awicowo), a ich mi¹¿szoœæ nie przekracza kilku metrów (choæ w rejonie pola Szczerców mo¿e to byæ oko³o 40–50 m – Kozula, 2005). Utwory turonu s¹ wykszta³cone jako miêkkie wapienie z czertami i krzemieniami (Ga³¹zka, 1955; B³aszkiewicz i in., 1968), jasnoszare wapienie margliste z ciemnosza- rymi i zielonoszarymi marglami, a tak¿e opoki margliste (Pernal i Wójcik, 1987), opoki oraz wapienie z czertami i krzemieniami (Sarnacka, 1970). Zarejestrowano w nich faunê inoceramow¹ (Inoceramus lamarcki Park – Sarnacka, 1970; Inoceramus aff. inconstans Woods – B³aszkiewicz i in., 1968) oraz g¹bki krzemionkowe, których spikule s¹ wa¿nym sk³adnikiem ska³otwórczym. W rejonie Szczercowa w wapieniach tych wystêpuj¹ czerty (Ga³¹zka, 1955). Utwory turonu s¹ poprzecinane licznymi p³asz- czyznami uskokowymi (Ga³¹zka, 1955; B³aszkiewicz i in., 1968). Ich mi¹¿szoœæ wynosi od kilkunastu metrów (Sarnacka, 1970) do oko³o 50 m (B³aszkiewicz i in., 1968). Na osady koniaku sk³adaj¹ siê naj- prawdopodobniej zwiêz³e opoki i wapienie z krzemieniami i czertami oraz wtr¹cenia ilaste o mi¹¿szo- œci od kilkunastu metrów (Sarnacka, 1970) do oko³o 40 m (B³aszkiewicz i in., 1968). Ska³y santonu s¹ to margle i opoki z wtr¹ceniami marglisto-piaszczysto-glaukonitowymi, zawieraj¹cymi fosforyty (Sarnacka, 1970). Ich mi¹¿szoœæ wynosi kilkanaœcie metrów (Sarnacka, 1970). Wiek osadów okreœlo- no na podstawie fauny: Inoceramus cardissoides Goldfuss, Inoceramus cf. patootensis Loriol, Gonio- teuthis granulata (Blainville) i Actinocamax verus (Millev) (Sarnacka, 1970). W rejonie pola Szczerców mi¹¿szoœæ utworów turonu–santonu wynosi oko³o 80–100 m (Kozula, 2005), a na obszarze badañ mo¿e dochodziæ nawet do oko³o 150 m. Wed³ug Sarnackiej (1970) w ca³ym profilu osadów od cenomanu do santonu stwierdzono poziomy rozmycia i twarde dna, wskazuj¹ce na przerwy sedymentacyjne. Zarejestrowano równie¿ wystêpowanie pustek krasowych, np. w otworze 74.
Kampan
Ska³y kampanu na obszarze badañ s¹ reprezentowane przez o p o k i i m a r g l e, a ponadto gezy wapniste, lokalnie wystêpuj¹ te¿ wapienie. Udokumentowano je m.in. w otworach: 51 (mi¹¿szoœæ 93,7 m), 143 (mi¹¿szoœæ 31,5 m) (Sarnacka, 1970), 21 (mi¹¿szoœæ 31,0 m), 83 (mi¹¿szoœæ 7,7 m), 84 (mi¹¿szoœæ 8,8 m) i 19 (mi¹¿szoœæ 4,5 m) – wszêdzie nieprzewiercone. Najwiêkszy zasiêg utwory kampanu maj¹ w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza (okolice miejscowoœci Smugi, Bo¿ydar, Sadulaki i Chmielowiec), a w formie odizolowanych p³atów wystêpuj¹ w rejonie
23 Zielêcina-Wyrwasu oraz Karolowa. Utwory kampanu rozpoznano tak¿e w otworze (nie zaznaczono go na mapie geologicznej) po³o¿onym obecnie w obrêbie wyrobiska pola Be³chatów (mi¹¿szoœæ 5,6 m; nieprzewiercone). W rejonie pola Szczerców mi¹¿szoœæ utworów kampanu wynosi oko³o 100–130 m (Kozula, 2005).
Mastrycht
Mastrycht dolny
Osady mastrychtu dolnego wystêpuj¹ w obrêbie rowu Kleszczowa, w znacznie obni¿onych blokach mezozoiku, oraz w s¹siedztwie tej struktury. S¹ to o poki, margle i gezy, miejscami p i a s k o w c e g l a u k o n i t o w e, przewa¿nie margliste oraz margle piaszczysto-glaukonitowe (Sarnacka, 1970). Wiek tych utworów okreœlono na podstawie obecnej w nich fauny: Belemnella lanceolata (Schlotheim), Acanthoscaphites of. tridens (Kner) (Sarnacka, 1970). Wystêpowanie utworów mastrychtu dolnego udokumentowano w otworze 130 w rejonie Dêbiny (mi¹¿szoœæ 46,0 m; nieprze- wiercone). Osady te rozpoznano jeszcze w czterech innych otworach wiertniczych (mi¹¿szoœæ 6,1–17,0 m; nieprzewiercone) w rowie Kleszczowa, jednak znajduj¹ siê one obecnie w obrêbie wyrobisk pól Be³chatów i Szczerców, dlatego nie zaznaczono ich na mapie geologicznej.
6. Paleogen + neogen
Utwory paleogenu i neogenu na obszarze arkusza wystêpuj¹ w dwóch ró¿nych sytuacjach geologicznych – w rowie Kleszczowa i poza nim. Wp³ynê³o to na ich akumulacjê, zró¿nicowanie litologiczno-facjalne oraz stopieñ zachowania w zwi¹zku z przemieszczaj¹cymi siê l¹dolodami (egzaracja, glacitektonika). Mi¹¿szoœæ osadów paleogeñskich i neogeñskich w rowie Kleszczowa, na zachód od wysadu Dêbiny, przekracza 550,0 m (Kasiñski, 2004). Poza rowem jest bardziej zredukowana i wynosi kilka lub kilkanaœcie (rzadko kilkadziesi¹t) metrów (Sarnacka, 1970). Utwory paleogenu i neogenu w rowie Kleszczowa znajduj¹ siê w obrêbie dwóch piêter struktu- ralnych, oddzielonych powierzchni¹ erozyjn¹ z otoczakami krzemiennymi i odwapnionymi ska³ami lokalnymi (Kasiñski, 2004; Jagóra i Szwed-Lorenz, 2005; GoŸdzik i in., 2010). W sk³ad piêtra dolnego wchodz¹ trzy nieformalne jednostki litologiczno-stratygraficzne. S¹ to kompleksy: podwêglowy, wêglowy i ilasto-wêglowy. W piêtrze górnym wydzielono natomiast kompleks ilasto-piaszczysty. Poziom bruku (okreœlaj¹cy wielkoœæ erozji) zarejestrowano g³ównie na osadach kompleksu ilasto-wêglo- wego, ale jego obecnoœæ stwierdzono równie¿ w pewnych strefach rowu na starszych kompleksach, a nawet na ska³ach mezozoiku (Frankowski i in., 2005).
24 Piêtro dolne obejmuje osady okreœlane wiekowo jako paleogeñsko–dolnomioceñskie (Kasiñski, 2004) lub paleogeñsko–mioceñskie (Czarnecki i in., 1992; Frankowski i G¹dek, 2006) czy paleoceñskie i mioceñskie (Czarnecki i Frankowski, 2000), a piêtro górne tworz¹ utwory œrodkowomioceñskie (Kasiñski, 2004) lub plioceñskie (Czarnecki i in., 1992; Czarnecki i Frankowski, 2000). W czêœci obszaru arkusza znajduj¹cej siê poza rowem Kleszczowa, obserwowana w profilach otworów zmiennoœæ litologiczna oraz brak wyników badañ biostratygraficznych, ograniczaj¹ mo¿liwoœæ w³aœciwej korelacji poszczególnych serii litologicznych. W wielu otworach wystêpuj¹, opisane w sposób doœæ lakoniczny, mi¹¿sze serie piaszczyste, które mog¹ przynale¿eæ do kompleksu nad- lub pod- wêglowego. W dalszej czêœci opracowania utwory paleogenu i neogenu opisano w odniesieniu do komplek- sów litologiczno-stratygraficznych wyró¿nionych w rowie Kleszczowa, gdzie s¹ one najlepiej rozpo- znane. Zmodyfikowano przy tym nieco wczeœniejsze opisy Sarnackiej (1970, 1971). G l i n y z w i e t r z e l i n o w e i r u m o s z e s k a l n e z k r z e m i e n i a m i w sprzyjaj¹cych warunkach mog³y tworzyæ siê lokalnie zarówno w czasie paleogenu, jak i neogenu (Baraniecka i in., 1980). Do ich powstania dosz³o po regresji morza górnokredowego. Wietrzenie ska³ mezozoicznych trwa³o bardziej intensywnie na obszarach wyniesionych i niepokrytych osadami morskimi eocenu i oligo- cenu lub l¹dowymi miocenu. Rumosze skalne sk³adaj¹ siê z okruchów ska³ mezozoicznych z krzemienia- mi, miejscami z gliniastym matriksem. Towarzysz¹ im pakiety odwapnionych i zsylifikowanych glin zwietrzelinowych. Charakter litologiczny serii zwietrzelinowej jest œciœle zwi¹zany z litologi¹ jej pod³o¿a (Baraniecka i in., 1980). Utwory te czêœciej wystêpuj¹ poza rowem Kleszczowa, a ich mi¹¿szoœæ do- chodzi do kilkunastu metrów (Sarnacka, 1970). Udokumentowano je m.in. w otworach: 25, 26, 30, 59, 158 i 171.
7. Paleogen–neogen
a. Paleocen–miocen Paleocen–miocen dolny
Kompleks podwêglowy na badanym obszarze reprezentuj¹ p i a s k i, i ³ y i m u ³ k i z w k ³ a d - k a m i w ê g l a b r u n a t n e g o o r a z z g l a u k o n i t e m. Niektórzy badacze (np. Czarnecki i in., 1992; Czarnecki i Frankowski, 2000; Kasiñski, 2004; Kozula, 2005) do tego kompleksu zaliczyli równie¿ wy¿ej opisane rumosze skalne i gliny zwietrzelinowe. Starsz¹ czêœæ omawianego kompleksu reprezentuj¹ utwory paleocenu. W otworze 84, na g³êbokoœci 190,0–192,9 m, wystêpuj¹ piaski drobnoziarniste, zailone, szarozielone, które zosta³y odniesione do eocenu (WoŸny, 1968; Sarnacka, 1970; Piwocki, 2004). Utwory te powsta³y prawdo- podobnie w p³ytkim morzu. Miejscami odnotowano w nich okruchy lignitu. W otworze 106 podobne
25 osady wystêpuj¹ na g³êbokoœci 234,0–236,0 m (Sarnacka, 1970; WoŸny, 1968). W otworze 164, na g³êbokoœci 66,6–95,6 m, zalegaj¹ prawdopodobnie oligoceñskie piaski œrednio- i gruboziarniste, szarozielone (glaukonitowe), bezwapniste, z cienk¹ wk³adk¹ piaskowców (Cieœliñski, 1964). W rejonie pola Be³chatów pod g³ównym pok³adem wêgla brunatnego (kompleksu wêglowego) lokalnie wystêpuj¹ cienkie wk³adki wêgla brunatnego z oligocenu (Gruszecki, 2007). M³odsz¹ czêœæ kompleksu podwêglowego reprezentuj¹ utwory miocenu dolnego (Szynkiewicz, 2000), które na Ni¿u odpowiadaj¹ formacji rawickiej (ogniwo ¿arskie) (Kasiñski, 2004). Na obszarze badañ reprezentuj¹ je piaski, które ku górze profilu s¹ zastêpowane przez i³y i mu³ki z wk³adkami wêgla brunatnego (Sarnacka, 1970). Piaski s¹ kwarcowe, miejscami z domieszk¹ miki i maj¹ zmienn¹ granu- lacjê. Lokalnie wystêpuje w nich znaczna iloœæ py³u wêglowego. Spotyka siê w nich te¿ wk³adki wê- gla brunatnego o niewielkiej mi¹¿szoœci, najczêœciej kilkudziesiêciu centymetrów, rzadziej do 2,0 m. Miejscami piaski s¹ scementowane krzemionk¹ (tworz¹c piaskowce), czêœciej w dolnej czêœci ich profilu (Sarnacka, 1970). Mi¹¿szoœæ omawianych osadów waha siê od kilku metrów do oko³o 100 m. Powy¿ej tych utworów wystêpuj¹ i³y i mu³ki, miejscami bardziej zlityfikowane, przechodz¹ce w i³owce i mu³owce, szare i szarozielone (Sarnacka, 1970), z konkrecjami siarczków ¿elaza. Wk³adki wêgla brunatnego pojawiaj¹ siê tu czêœciej ni¿ w ni¿szych partiach profilu i maj¹ wiêksz¹ mi¹¿szoœæ (do kilku metrów). Gdzieniegdzie w stropie profilu wystêpuj¹ nagromadzenia marglistych osadów jeziornych (Ciuk i Piwocki, 1967). We wschodniej i zachodniej czêœci pola Szczerców zaznacza siê pewna odrêbnoœæ wykszta³cenia utworów (Kozula, 2005), co mo¿e wskazywaæ na ruchy bloków utworów mezozoiku i zmiennoœæ warunków sedymentacji. Miêdzy osadami starszej i m³odszej czêœci tego kompleksu wystêpuj¹ zapewne luki stratygraficzne. Kasiñski (2004) oszacowa³ mi¹¿szoœæ kompleksu podwêglowego w rowie Kleszczowa na 10,0–150,0 m, wed³ug Gruszeckiego (2007) wynosi ona 20,0–200,0 m, a zdaniem Kozuli (2005) – na- wet 348,0 m. Zró¿nicowanie mi¹¿szoœci wynika z urozmaicenia morfologii stropu ska³ mezozoiku oraz tektoniki rowu Kleszczowa (Gruszecki, 2007). Najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ stwierdzono w centralnej czêœci tego rowu (Gruszecki, 2007) oraz w rejonie wysadu solnego Dêbiny, gdzie zaobserwowano zestromie- nie warstw, bêd¹ce wynikiem procesów halotektonicznych. Najmniejsz¹ mi¹¿szoœæ opisywanych utworów odnotowano w rejonie skrzyde³ wisz¹cych uskoków brze¿nych. Na lokalnych wyniesieniach stropu pod³o¿a mezozoicznego nie wystêpuj¹ osady tego kompleksu (Kozula, 2005). Omawiane utwory udokumentowano m.in. w otworach: 75 (g³êb. 147,3–152,4 m), 84 (g³êb. 140,2–192,9 m), 85 (g³êb. 162,3–176,5 m), 90 (g³êb. 150,0–153,7 m), 96 (g³êb. 135,4–183,0 m), 97 (g³êb. 125,4–169,8 m), 98 (g³êb. 152,8–205,8 m), 99 (g³êb. 177,0–250,0 m, nieprzewiercone), 100 (g³êb. 158,0–215,8 m), 101 (g³êb. 172,6–257,7 m), 106 (g³êb. 207,4–236,0 m, w tym osady eocenu na
26 g³êb. 234,0–236,0 m), 115 (g³êb. 123,3–139,0 m), 117 (g³êb. 152,0–224,0 m), 120 (g³êb. 313,9–362,5 m, nieprzewiercone), 122 (g³êb. 338,9–446,8 m), 124 (g³êb. 250,4–297,5 m), 128 (g³êb. 97,4–122,0 m), 140 (g³êb. 121,7–263,8 m), 141 (g³êb. 102,0–261,0 m) i 145 (g³êb. 28,0–74,0 m).
8 . N e o g e n
a . M i o c e n Miocen dolny–œrodkowy
Komplekswêglowytworz¹wêgiel brunatny, miejscami i³y, mu ³ k i, p i a s k i i w a p i e n i e w opracowaniach geologiczno-z³o¿owych (np. Kozula, 2005) wyró¿niono dodatkowo subkompleksy – nieproduktywny i produktywny. Osady kompleksu wêglowego reprezentuj¹ g³ównie œrodowisko limniczne oraz limniczno-bagienne (Kozula, 2005). Zmiennoœæ po³o¿enia stropu g³ównego pok³adu wêgla brunatnego zaznacza siê miêdzy wschodni¹ (ok. 200–220 m) i zachodni¹ (ok. 100 m) czêœci¹ pola Szczerców (Kozula, 2005). Du¿e deniwelacje wykazuje te¿ powierzchnia sp¹gowa tego pok³adu. Mo¿e to wskazywaæ na ruchomoœæ bloków utworów mezozoiku w trakcie sedymentacji lub po jej zakoñczeniu. W zachodniej czêœci odkrywki Be³chatów (w rejonie wysadu solnego Dêbiny) sp¹g serii z³o¿owej wêgla brunatnego wznosi siê od oko³o 90 m p.p.m. do oko³o 160 m n.p.m., a po³o¿enie stropu zmienia siê od oko³o 40 do oko³o 170 m n.p.m. (Gruszecki, 2007). W sp¹gu kompleksu wêglowego wystêpuje najni¿szy poziom paratonsteinu (tufity i py³ wulka- niczny), powy¿ej którego le¿y g³ówny pok³ad wêgla brunatnego (pok³ad D) o œredniej mi¹¿szoœci oko³o 20–50 m (Kasiñski, 2004). Najbardziej mi¹¿sze pok³ady wêgla brunatnego utworzy³y siê w najg³êbszych czêœciach rowu Kleszczowa – okolice Leœnej Niwy i Faustynowa–¯³obnicy (Sarnacka, 1970), po³o¿onych w pobli¿u wysadu solnego Dêbiny (Ha³uszczak, 2004). Maj¹ one mi¹¿szoœæ oko³o 120 m (Sarnacka, 1970). W wêglu brunatnym znajduj¹ siê te¿ fragmenty pni drzew. Pok³ad g³ówny wêgla brunatnego jest zbudowany z warstw wêgla detrytowego, detrytowo-ksylitowego oraz ksylito- wodetrytowego z niewielkimi wk³adkami wêgla bitumicznego i ksylitowego (Kasiñski, 2004). Wystê- puje równie¿ wêgiel ziemisty, miejscami ilasty oraz wêgiel piropissytowy (Sarnacka, 1970). W stropie pok³adu g³ównego le¿y kolejny poziom paratonsteinu (Kasiñski, 2004). Pok³adowi g³ównemu to- warzysz¹ utwory jeziorne wykszta³cone jako gytie wapienne oraz wapniste i³y i mu³ki (Sarnacka, 1970; Szynkiewicz, 1994a). Zawieraj¹ one helwecko-tortoñsk¹ faunê s³odkowodnych i l¹dowych miêczaków, s³odkowodnych ma³¿oraczków, wapieniolubnych glonów oraz szcz¹tki roœlin wodnych (Nowicki i WoŸny, 1965; Ciuk i Piwocki, 1967). Przed rozpoczêciem eksploatacji pola Szczerców, Sarnacka (1970) udokumentowa³a w profilach otworów seriê jeziorn¹. Otworów tych nie zaznaczono na mapie geologicznej, poniewa¿ zosta³y one zlikwidowane w wyniku uruchomienia odkrywki Szczerców.
27 W obrêbie centralnej i po³udniowej czêœci rowu Kleszczowa pok³ady wêgla brunatnego s¹ poprzedzielane wk³adkami osadów klastycznych: i³ów i mu³owców, zwykle wêglistych zawieraj¹cych uwêglon¹ sieczkê roœlinn¹, oraz wk³adkami piasków i wspomnianych wczeœniej utworów jeziornych (Sarnacka, 1970; Kasiñski, 2004; Kozula, 2005). Powy¿ej pok³adu g³ównego omawianych utworów wystêpuje wêgiel zailony oraz i³y wêgliste (tzw. kostkowe) z kolejnym poziomem paratonsteinu, datowanym na 18,2 ±1,7 Ma, nastêpnie z³upkowacone i³y szarozielone z flor¹ liœciast¹ ottangu i szcz¹tkami ryb. Wy¿ej w profilu znajduje siê pok³ad C wêgla brunatnego, poziom wêglowo-ilastych utworów typu i³ów kostkowych oraz pok³ad B z wk³adkami kredy jeziornej zawieraj¹cej bogaty zespó³ dolnobadeñskiej fauny kopalnej (œlimaki s³od- kowodne i szcz¹tki ssaków l¹dowych) (Szynkiewicz, 2000; Kasiñski, 2004). W stropie kompleksu wêglowego stwierdzono kolejny poziom paratonsteinu. Sumaryczna mi¹¿szoœæ omawianych osadów wynosi oko³o 300 m (Kasiñski, 2004). Pok³ady wêgla brunatnego nale¿¹ do miocenu œrodkowego (Sarnacka, 1970). Wed³ug Szynkie- wicza (1994a) pok³ad g³ówny tworzy flora, powsta³a nie póŸniej ni¿ w ottangu. W niniejszym opraco- waniu uznano, ¿e omawiane utwory powsta³y w miocenie dolnym–œrodkowym. Na Ni¿u Polskim czêœciowo odpowiadaj¹ im utwory formacji œcinawskiej, a wêgiel mo¿e byæ korelowany z pok³adem œcinawskim i ³u¿yckim (Kasiñski, 2004). Utwory kompleksu wêglowego stwierdzono m.in. w otworach: 84 (g³êb. 102,5–140,2 m), 85 (g³êb. 109,0–162,3 m), 90 (g³êb. 117,1–150,0 m), 97 (g³êb. 95,2–125,4 m), 98 (g³êb. 93,2–152,8 m), 99 (g³êb. 103,0–177,0 m), 106 (g³êb. 115,6–207,4 m), 117 (g³êb. 131,0–152,0 m), 120 (g³êb. 143,5–313,9 m), 122 (g³êb. 190,3–338,9 m) oraz w otworach 121 (g³êb. 2,5–203,2 m) i 123 (g³êb. 25,8–293,5 m), gdzie kompleks wêglowy zalega bezpoœrednio pod osadami czwartorzêdu.
Miocen œrodkowy–górny
Kompleks ilasto-wêglowy tworz¹ mu³ki i i³y, miejscami pias k i i w k ³ a d k i w ê g l a b r u n a t n e g o. S¹ to utwory facji limnicznej. Lokalnie zarejestrowano te¿ kredê jeziorn¹ (Kozula, 2005). Kompleks ten wystêpuje g³ównie w po³udniowej czêœci pola Szczerców, a jego za- siêg zwiêksza siê ku wschodowi (rejon wysadu solnego Dêbiny). Jego œrednia mi¹¿szoœæ w rejonie pola Szczerców waha siê w przedziale 30,0–40,0 m, przy czym na zachodzie wynosi 0,0–30,0 m, a na wschodzie – 10,0–90,0 m (Kozula, 2005). W rowie Kleszczowa sumaryczna mi¹¿szoœæ osadów tego kompleksu siêga oko³o 100 m (Kasiñski, 2004). Kompleks ilasto-wêglowy rozpoczynaj¹ osady ilasto-piaszczyste, lokalnie z wk³adkami kredy jeziornej (Kasiñski, 2004). Na tych utworach le¿y najwy¿szy pok³ad Awêgla brunatnego o mi¹¿szoœci do 1,0 m. Miejscami wystêpuj¹ nagromadzenia szcz¹tków roœlin, np. pni drzew. Wy¿ej w profilu
28 znajduje siê pakiet ciemnoszarych i czarnych i³ów wêglistych z poziomem laminowanych, szarych, kaolinitowych utworów pochodzenia wulkanicznego – tufitów (tzw. paratonstein Ts2) (Szynkiewicz, 2000; Kasiñski, 2004). Nastêpnie zalegaj¹ osady piaszczysto-mu³kowo-ilaste, miejscami z wk³adkami zwietrza³ych ska³ mezozoicznych, w stropie z pakietem utworów wêglistych i wêgla brunatnego, lokalnie pojawiaj¹ siê te¿ margle jeziorne z faun¹ (Szynkiewicz, 2000; Kasiñski, 2004), w których stwierdzono s³odkowodne miêczaki oraz szcz¹tki ssaków l¹dowych sarmatu–panonu dolnego (Szynkiewicz, 2000). Najwy¿sz¹ czêœæ kompleksu ilasto-wêglowego stanowi¹ piaski zailone i i³y szarozielone, miej- scami pstre, oraz i³y szare (Kasiñski, 2004). Generalnie omawiane utwory powsta³y w okresie bade- nu–panonu dolnego (Szynkiewicz, 2000). Opisywany kompleks stwierdzono m.in. w otworach: 51 (g³êb. 107,9–117,0 m), 84 (g³êb. 92,0–102,5 m), 119 (g³êb. 105,6–152,1 m), 120 (g³êb. 110,2–143,5 m), 122 (g³êb. 151,5–190,3 m), 124 (g³êb. 139,2–168,7 m) i 140 (g³êb. 119,8–121,7 m). Utwory tego kompleksu mo¿na ³¹czyæ z formacj¹ adamowsk¹ i ni¿sz¹ czêœci¹ formacji poznañskiej (wydzielanymi na Ni¿u Polskim), a wêgiel brunatny mo¿e byæ korelowany z pok³adem œrodkowopolskim (Kasiñski, 2004). W pierwszej wersji arkusza Szczerców SMGP (Sarnacka, 1970, 1971) utwory kompleksu ilasto-wêglowego i ilasto-piaszczystego by³y ujête ³¹cznie.
Miocen górny–pliocen
Kompleks ilasto-piaszczysty tworz¹ p i a s k i, m u ³ k i i i ³ y. Sp¹g utworów tego kompleksu ma charakter erozyjny i podkreœlony jest warstw¹ otoczaków krzemieni i odwapnionych ska³ pod³o¿a, tworz¹cych bruk korytowy (Krzyszkowski i Winter, 1996; Kasiñski, 2004; Frankowski i in., 2005; Ko- zula, 2005), który wystêpuje niemal na ca³ym obszarze rowu Kleszczowa, a wzd³u¿ jego po³udnio- wej krawêdzi zazêbia siê z pokryw¹ rumoszów skalnych zwietrzelinowych (Kasiñski, 2004). W miejscach, w których nie wystêpuje warstwa bruku, granicê kompleksu ilasto-piaszczystego wyznacza niezgod- noœæ k¹towa w zaleganiu osadów, zaznaczaj¹ca siê na powierzchni erozyjnej (Kozula, 2005). Otoczaki krzemieni i odwapnionych ska³ pod³o¿a zarejestrowano m.in. w otworach: 90, 92–95 i 109 (Sarnacka, 1970), a tak¿e m.in. w otworach: 58, 62, 75, 85 i 88. Przed rozpoczêciem eksploatacji wêgla brunatnego w odkrywce Szczerców, otoczaki by³y dokumentowane w otworach: 89, 91, 96 i 97. Poziom otocza- ków wystêpuje na utworach kompleksu ilasto-wêglowego, miejscami kompleksów wêglowego i pod- wêglowego, a nawet na ska³ach mezozoiku (Frankowski i in., 2005). Prawdopodobnie powierzchnia erozyjna powsta³a w wyniku dzia³alnoœci rzeki p³yn¹cej z po³udniowego wschodu wzd³u¿ uskoku Widawki (Krzyszkowski i Winter, 1996; Kasiñski, 2004).
29 Osady kompleksu ilasto-piaszczystego zalegaj¹ przekraczaj¹co w stosunku do uskoków brze¿nych rowu Kleszczowa (Kozula, 2005), dlatego poza nim czêsto znajduj¹ siê bezpoœrednio na ska³ach mezozoiku. Mi¹¿szoœæ omawianych utworów wynosi œrednio oko³o 40–60 m (Kasiñski, 2004), 20–60 m (Gruszecki, 2007), 70 m (Kozula, 2005), a nawet 90 m (otw. 75). W ca³ym omawianym kompleksie dominuj¹ piaski brunatne zawieraj¹ce liczne szcz¹tki flory, obok nich wystêpuj¹ zielonkawe i szarozielone i³y, i³y piaszczyste i mu³ki ilaste (Kasiñski, 2004). Charakterystycznymi utworami tego kompleksu s¹ i³y zielone (Kozula, 2005). Inn¹ typow¹ cech¹ jest obecnoœæ w ich obrêbie wêglanu wapnia w postaci gniazd, konkrecji, zw³aszcza w dolnej i œrodkowej czêœci profilu (Kozula, 2005). W kompleksie ilasto-piaszczystym zaobserwowano osady kilkukrot- nych cykli sedymentacyjnych, np. piasków–i³ów, mu³ków piaszczystych–i³ów oraz piasków–mu³ków (Kozula, 2005), których obecnoœæ potwierdzili tak¿e Krzyszkowski i Winter (1996). Utwory poszcze- gólnych cykli sedymentacyjnych zalegaj¹ przekraczaj¹co wzglêdem siebie, a ich zasiêg zwiêksza siê w kierunku po³udniowym (Kozula, 2005). Osady piaszczyste powsta³y na skutek dzia³alnoœci wód p³yn¹cych (tzw. rzeki progowej – Krzyszkowski i Winter, 1996). Kompleks ilasto-piaszczysty stwierdzono m.in. w otworach: 28 (g³êb. 35,2–40,5 m), 51 (g³êb. 51,0–107,9 m), 58 (g³êb. 41,5–87,0 m), 62 (g³êb. 34,0–118,3 m), 75 (g³êb. 58,0–147,3 m), 84 (g³êb. 61,9–92,0 m), 85 (68,5–109,0 m), 106 (g³êb. 59,5–115,5 m), 115 (g³êb. 69,2–123,3 m), 116 (g³êb. 80,0–126,1 m), 117 (g³êb. 72,0–131,0 m), 119 (g³êb. 67,4–105,6 m), 120 (g³êb. 78,4–110,2 m), 122 (g³êb. 95,4–151,5 m), 124 (g³êb. 70,6–139,2 m), 126 (g³êb. 65,0–107,0 m), 127 (g³êb. 63,5–81,8 m), 128 (g³êb. 34,0–97,4 m), 137 (g³êb. 39,0–110,0 m), 140 (g³êb. 39,3–119,8 m), 143 (g³êb. 58,7–108,0 m), 147 (g³êb. 28,0–75,0 m) i 155 (g³êb. 63,4–89,2 m). Poza rowem Kleszczowa kompleks ilasto-piaszczysty jest reprezentowany przez serie piaszczy- ste i mu³kowe. W otworze 24, na g³êbokoœci 100,0–107,6 m, wystêpuj¹ szarobe¿owe piaski drobno- ziarniste z rumoszami krzemieni oraz mu³ki piaszczyste z rumoszami krzemiennymi, a na g³êbokoœci 83,5–100,0 m le¿¹ szarobr¹zowe piaski ró¿noziarniste, kwarcowe, z drobnymi ¿wirami, mu³ki piasz- czyste i mu³ki oraz piaski ró¿noziarniste z wk³adkami humusu i i³y (Gradys i Parecka, 1997). Na pod- stawie wyników badañ biostratygraficznych i mikrofacjalnych osady te zaliczono do miocenu (Zawidzka, 1996). W obrêbie serii mu³kowo-piaszczystej, na g³êbokoœci 87,2–91,0 m, mo¿e wystêpo- waæ jeden z poziomów tufitowych miocenu, znajduj¹cy siê nad pok³adem g³ównym wêgla brunatnego (Zawidzka, 1996). Wiek kompleksu ilasto-piaszczystego jest dyskusyjny. Wed³ug Szynkiewicz (2000) nale¿y on do miocenu górnego. Wed³ug Krzyszkowskiego i Winter (1996) najwy¿sza seria fluwialna by³a deponowana od póŸnego miocenu œrodkowego do póŸnego pliocenu. W niniejszym opracowaniu omawiane utwory zaliczono do miocenu górnego–pliocenu. Na Ni¿u Polskim odpowiadaj¹ im utwory wy¿szej czêœci formacji poznañskiej (Kasiñski, 2004).
30 9. Neogen–czwartorzêd
a. Miocen–plejstocen Miocen górny–plejstocen dolny
B r e k c j e tektoniczne ska³ permsko (cechsztyñsko)–jurajsko–kredowo–neogeñskich powsta³y na skutek ich strzaskania w wyniku przebijania siê struktury solnej Dêbiny (Felisiak i Szewczyk, 1994). Nale¿¹ do nich utwory cia³a solnego i czapy anhydrytowo-gipsowej, wapienie i margle oraz osady ilasto-piaszczyste. Czas wypiêtrzania wspomnianej struktury obejmuje okres od miocenu do najstarszego plejstocenu (Ha³uszczak, 2004), przy czym zaczê³a ona powstawaæ ju¿ wczeœniej. W niniejszym opracowaniu czas formowania brekcji odniesiono do miocenu górnego–plejstocenu dolnego. Brekcje tektoniczne razem z czap¹ gipsowo-anhydrytow¹ osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ oko³o 120 m (Ha³uszczak, 2004).
10. Czwartorzêd
Stratygrafia utworów czwartorzêdowych w Polsce jest przedmiotem licznych badañ oraz dyskusji (m.in. Ró¿ycki, 1964, 1972; Baraniecka i Sarnacka, 1971; Biernat i in., 1980; Baraniecka, 1984; Lindner i Marks, 1995, 2012; Krzyszkowski, 1998; Marks, 2004; Mojski, 2005; Ber i in., 2007; Krzyszkowski, 2010; Haisig, 2011a, c). Do opisu utworów czwartorzêdowych wystêpuj¹cych w obrêbie terenu arkusza Szczerców, wykorzystano schemat stratygraficzny dla rowu Kleszczowa, opracowany przez Krzyszkowskiego (1992), póŸniej zmodyfikowany przez Allena i Krzyszkowskiego (2008), a dla obszaru po³o¿onego poza rowem – schemat opracowany przez Sarnack¹ (1970, 1971) oraz Baranieck¹ i Sarnack¹ (1971). Ze wzglêdu na nowe dane (np. Balwierz i in., 2006; Król i in., 2007; Krzyszkowski i in., 2015; Wieczorek i in., 2015; Myœkow i in., 2016; Wachecka-Kotkowska i in., 2017a, b, c, d, 2018) schematy te w przysz³oœci mog¹ wymagaæ uzupe³nienia i zmian. Utwory czwartorzêdu wystêpuj¹ na osadach neogenu, paleogenu, kredy, jury i permu (cechsztynu) (tabl. II). Mi¹¿szoœæ serii czwartorzêdowej w obrêbie obszaru arkusza Szczerców wynosi na ogó³ kilkadziesi¹t metrów. S¹ jednak miejsca, gdzie jest ona znacznie wiêksza, co udokumentowano m.in. w otworach: 78 (191,0 m), 69 (182,6 m), 77 (173,5 m – Sarnacka, 1970), 72 (153,5 m; nieprzewiercone), 68 (147,0 m; nieprzewiercone), 110 (135,0 m), 74 (130,0 m), 111 (125,5 m), 76 (116,0 m), 73 (115,0 m), 141 (102,0 m), 56 (101,5 m), 108 (95,7 m), 105 (91,0 m) i 107 (91,0 m), 103 (89,7 m). Znaczn¹ mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdu zarejestrowano tak¿e w pó³nocnej, pó³nocno-zachodniej i zachodniej czêœci odkrywki Be³chatów (okolice Dêbiny, Kamienia i Karolowa, gdzie wynosi ona 100,0–185,0 m), oraz w pó³nocnej i zachodniej czêœci odkrywki Szczerców (w rejonie Grabka, Parchlin i Zielêcina – 110,0–147,0 m). Tak du¿a mi¹¿szoœæ omawianych utworów jest prawdopodobnie wynikiem procesów
31 glacitektoniki (otw. 77) lub erozyjnego rozcinania pod³o¿a przez wody subglacjalne (?), a w obrêbie rowu Kleszczowa, mo¿e byæ zwi¹zana z obni¿eniem bloków utworów mezozoiku. W pobli¿u Kuli osady czwartorzêdu s¹ silnie zredukowane, a na powierzchni terenu pojawiaj¹ siê wychodnie wapieni jurajskich (otw. 79). Osady czwartorzêdu wystêpuj¹ce w rowie Kleszczowa znajduj¹ siê w obrêbie dwóch piêter strukturalnych: dolnego – be³chatowskiego (zaburzonego) i górnego – niezaburzonego (Krzyszkowski, 1992; Allen i Krzyszkowski, 2008). Granica pomiêdzy piêtrami przebiega wzd³u¿ przejœcia utworów formacji Stawek i formacji Chojny (Krzyszkowski, 1992).
a. Plejstocen
I³y, mu³ki i piaski oraz gliny zwietrzelinowe i rumosze skal ne paleogenu i n e o g e n u j a k o k r y w u t w o r a c h p l e j s t o c e ñ s k i c h. Utwory te powsta³y w wyniku egzaracji lodowcowej, podczas której dochodzi³o do tworzenia kier, porwaków i prawdopodobnie ³usek. Porwaki s¹ g³ównie zwi¹zane z glinami zwa³owymi zlodowaceñ po³udniowopolskich, rzadziej wystêpuj¹ w glinach zwa³owych zlodowaceñ œrodkowopolskich, g³ównie zlodowacenia Odry. Struktura osadów w tych porwakach jest miejscami zaburzona, a czêœciowo zachowana w formie pierwotnej. Wielkoœæ i rozmieszczenie kier w poziomach glacjalnych mo¿na przeœledziæ na przekrojach geolo- gicznych A–B, C–D (tabl. III) i E–F (tabl. IV). W krach najczêœciej wystêpuj¹ i³y, mu³ki i piaski, a w okolicach Kamienia i Osin stwierdzono równie¿ gliny zwietrzelinowe i rumosze skalne ska³ me- zozoicznych (w tym krzemieni, miejscami z gliniastym matriksem). Oprócz utworów paleogenu i neogenu w porwakach podrzêdnie mog¹ te¿ wystêpowaæ utwory plejstoceñskie.
Plejstocen dolny–interglacja³ augustowski
P i a s k i i m u ³ k i r z e c z n e plejstocenu dolnego–interglacja³u augustowskiego powsta³y na skutek erozyjnej i akumulacyjnej dzia³alnoœci rzek oraz akumulacji w zbiornikach jeziornych (Makowska, 1976). Rzeki odp³ywa³y najprawdopodobniej w kierunku pó³nocnym i pó³nocno-zachodnim (Mojski, 2005). W opisywanych utworach miejscami wystêpuj¹ ¿wiry, a w rowie Kleszczowa lokalnie zaobserwo- wano mu³ki i torfy starorzeczy (Krzyszkowski, 1992). Dolna granica plejstocenu dolnego (preglacja³u) ma charakter erozyjny (Baraniecka i in., 1978). Utwory plejstocenu dolnego z okolic Chabielic (otw. 64), Ostro³êki (otw. 168), Chmielowca–Sadu- laków (otw. 21) i Szubienic–¯abczanki by³y opisywane przez Sarnack¹ (1970), a te z obszaru na pó³noc od Szczercowa – znane jedynie z otworów wiertniczych – przez Baliñskiego i Gawlika (1986). Utwory m³odsze, piaszczyste i piaszczysto-mu³kowe, prawdopodobnie rzeczne, odnoszone do interglacja³u augustowskiego (dawniej nazywanego kromerskim), na terenie badañ by³y badane przez Sarnack¹ (1970, 1982), a tak¿e Baranieck¹ (1971a, b) oraz Baliñskiego i Gawlika (1986). W rejonie
32 Kamieñska piaski interglacja³u augustowskiego mog³y, jak s¹dzono, wype³niaæ tzw. dolinê grzyma- liñsk¹, a ich mi¹¿szoœæ mog³a siêgaæ kilkudziesiêciu metrów, a nawet oko³o 245 m (Baraniecka, 1971a, b). Na terenie arkusza Szczerców Sarnacka (1970) opisywa³a je w rejonie Ostro³êki (otw. 168), Chabielic (otw. 64), Parchlin (otw. 103), Kamienia (otw. 75), Karolowa (otw. 77) i Faustynowa (obecnie wyro- bisko KWB Be³chatów). Rozpoznanie osadów preglacja³u (piaszczystych serii okreœlanych jako rzeczne, a pochodz¹cych sprzed transgresji l¹dolodu na dany obszar) na Ni¿u Polskim nie jest ³atwe, zw³aszcza w profilach otworów wiertniczych. Przyjêto, ¿e do plejstocenu dolnego nale¿¹ utwory, które nie zawieraj¹ okruchów ska³ skandynawskich. W celu okreœlenia ich wieku nale¿a³oby jednak przeprowadziæ badania biostratygra- ficzne, np. oznaczenia palinologiczne, badania mineralogiczne oraz analizê obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziaren kwarcowych. Wobec braku takich danych z obszaru badañ, autorzy niniejszego opracowania przeprowadzili jedynie analizê geologiczn¹ po³o¿enia omawianych osadów. Wed³ug Sarnackiej (1970) seria piasków z otworu 168 pochodzi z plejstocenu dolnego i interglacja³u augustowskiego. Po analizie przekroju geologicznego A–B oraz szkicu geologicznego odkrytego (tabl. II), autorzy reambulowanego arkusza Szczerców SMGP wskazali na inny wiek tych osadów. Kwestionuj¹ tak¿e obecnoœæ serii utworów plejstocenu dolnego i interglacja³u augustowskiego w otworze 64, w którym pod osadami czwartorzêdu przypuszczalnie wystêpuje seria kompleksu ilasto-piaszczystego neogenu. W otworze 75 za osady interglacja³u augustowskiego uznano najprawdopodobniej czêœæ kompleksu ilasto-piaszczystego (przekrój geol. E–F – tabl. IV). Piaski zalegaj¹ce w otworze 103 pod najstarszym po- ziomem glin zwa³owych (g³êb. 64,6–89,7 m) raczej nie nale¿¹ do interglacja³u augustowskiego, ale mog¹ stanowiæ wype³nienie rynny subglacjalnej (okolice otw. 86 na przekroju geol. A–B). W otworze 77 udokumentowano osady o nieokreœlonej genezie, najprawdopodobniej czwartorzêdowe, o mi¹¿szoœci 173,5 m. Czêœæ z nich mo¿e wype³niaæ rynnê subglacjaln¹ lub depresjê egzaracyjn¹, a ich przynale- ¿noœæ do interglacja³u augustowskiego jest dyskusyjna. Nale¿y podkreœliæ, ¿e Krzyszkowski (1992) zwi¹za³ osady piaszczyste wype³niaj¹ce dolinê grzymaliñsk¹ z utworami fluwioglacjalnymi formacji Kuców, m.in. ze wzglêdu na wystêpuj¹ce pod nimi gliny zwa³owe i osady proglacjalne formacji Folwark. GoŸdzik (2007) równie¿ nie stwierdzi³ w od- krywce Be³chatów obecnoœci rzecznej serii interglacja³u augustowskiego. W póŸniejszym czasie GoŸdzik i inni (2017) dowiedli istnienia kopalnej doliny tunelowej w rejonie Leœnej Niwy, wype³nio- nej osadami glacifluwialnami. Warto te¿ zwróciæ uwagê na sytuacjê geologiczn¹ w rejonie otworu 87, zlokalizowanego na po³udnie od Chabielic (przekrój geol. A–B), gdzie w dolnej czêœci obni¿enia wystêpuj¹ utwory kompleksu ilasto-piaszczystego. Byæ mo¿e czêœæ utworów tego kompleksu by³a wczeœniej zaliczana do serii interglacja³u augustowskiego.
33 Powy¿sze rozwa¿ania prowadz¹ do wniosku, ¿e przypuszczalnie za preglacjalne nale¿y uznaæ jedynie najg³êbiej po³o¿one serie piaszczyste z pó³nocnej czêœci obszaru badañ, np. w otworze 21. Ostatnio o utworach plejstocenu dolnego w zachodniej czêœci odkrywki Be³chatów (w rejonie wy- sadu solnego Dêbiny) pisali GoŸdzik i Zieliñski (2017a, b). Wystêpuj¹ tam utwory rzeczne (serie £êkiñsko i Faustynów), zwykle o mi¹¿szoœci kilku lub kilkunastu metrów. Najm³odsza seria Krzaki pochodzi ju¿ czêœciowo z okresu zlodowacenia Nidy.
Zlodowacenia po³udniowopolskie
Osady zlodowaceñ po³udniowopolskich na terenie badañ by³y znane od lat (Sarnacka, 1970; Biernat i in., 1980). Dotychczas wyró¿niano tu utwory stadia³u dolnego, interstadia³u i stadia³u górne- go tych zlodowaceñ (Sarnacka, 1970, 1971). Obecnie utwory te s¹ odnoszone do zlodowacenia Nidy (dawny stadia³ dolny) i zlodowacenia Sanu 1 (dawny stadia³ górny) (Król i in., 2007; Haisig, 2011a, c; Krzyszkowski, 1992; Allen i Krzyszkowski, 2008). Na podstawie dotychczasowych wyników badañ osadów plejstocenu na omawianym terenie nie wykazano obecnoœci osadów interglacja³u ma³opol- skiego lub ferdynandowskiego i zlodowacenia Sanu 2 (Król i in., 2007). Osady interglacja³u ferdynan- dowskiego by³y znane z rowu Kleszczowa, w czêœci po³o¿onej na wschód od wysadu solnego Dêbiny (Krzyszkowski, 1992; Baraniecka i in., 1993), nieco poza obszarem arkusza Szczerców. W zwi¹zku z eksploatacj¹ wêgla brunatnego uleg³y one jednak zniszczeniu. Z okresem zlodowaceñ po³udniowopolskich nale¿y wi¹zaæ powstanie najwiêkszych zaburzeñ glacitektonicznych na obszarze badañ. L¹dolody zlodowaceñ Nidy i Sanu 1, wkraczaj¹c na nieskonso- lidowane lub s³abo skonsolidowane pod³o¿e o warstwowym uk³adzie serii, z których czêœæ by³a zawodniona, mog³y wywo³ywaæ zaburzenia zwi¹zane z naciskiem statycznym i dynamicznym (Jaro- szewski, 1991). O obecnoœci zaburzeñ glacitektonicznych na omawianym terenie œwiadcz¹ wyniki prac prowadzonych przez licznych badaczy (Czubla, 1994; Ha³uszczak, 1994a; Ber i Krzyszkowski, red., 2004; Ber, red., 2006; Bruj i Krysiak, 2009). Utwory zlodowacenia Nidy w rowie Kleszczowa odpowiadaj¹ formacji Folwark, a utwory zlodowacenia Sanu 1 mo¿na ³¹czyæ z formacj¹ Kuców (Krzyszkowski, 1992).
Zlodowacenie Nidy
Profil osadów zlodowacenia Nidy rozpoczynaj¹ p i a s k i i ¿ w i r y w o d n o l o d o w c o w e. Piaski s¹ zwykle œrednioziarniste, miejscami ró¿noziarniste z domieszk¹ ¿wirów. Rozpoznano je m.in. w okolicach Bia³ej i Bêdkowa (tabl. III) oraz Kamienia (tabl. IV). Mi¹¿szoœæ opisywanej serii zwykle wynosi od kilku do kilkunastu metrów. I ³ y i m u ³ k i z a s t o i s k o w e. Serie zastoiskowe dawnego stadia³u dolnego zlodowaceñ po³udniowopolskich (Sarnacka, 1970; Biernat i in., 1980) obecnie mo¿na ³¹czyæ ze zlodowaceniem
34 Nidy. Ze wzglêdu na zmiennoœæ litologiczn¹ i stwierdzone du¿e mi¹¿szoœci, w poprzedniej wersji arkusza Szczerców SMGP odrêbnie wydzielano piaski oraz i³y i mu³ki zastoiskowe (Sarnacka, 1970, 1971). W niniejszym opracowaniu czêœæ osadów piaszczystych powi¹zano z dolnym fluwioglacja³em zlodowacenia Nidy, a czêœæ utworów ilasto-mu³kowych potraktowano jako porwaki utworów paleogenu i neogenu, tkwi¹ce w glinach zwa³owych tego zlodowacenia. Takie rozwi¹zanie wydaje siê byæ zasadne, poniewa¿ w rejonie rowu Kleszczowa wiêksza czêœæ osadów plejstocenu jest zaburzona, w tym glaci- tektonicznie. Utwory zastoiskowe zlodowacenia Nidy, wykszta³cone jako i³y, mu³ki ilaste i mu³ki, szare, laminowane, wystêpuj¹ w rowie Kleszczowa. Ich mi¹¿szoœæ nie przekracza kilku metrów. G l i n y z w a ³ o w e tworz¹ wyraŸny poziom litologiczny, obecny na ca³ym obszarze arkusza Szczerców SMGP, miejscami zredukowany przez póŸniejsze procesy erozji i egzaracji. Gliny te wystêpuj¹ na osadach plejstocenu dolnego oraz dolnych piaskach wodnolodowcowych i zastoiskowych zlodowacenia Nidy, a czêsto na utworach neogenu i mezozoiku. S¹ to gliny piaszczyste, wapniste, zwiêz³e, z licznymi okruchami ska³ mezozoicznych oraz ich zwietrzelin i rumoszów skalnych. W obrêbie tych osadów tkwi¹ liczne kry utworów paleogenu i neogenu. Gliny te rozpoznano m.in. w okolicach: Bogumi³owic, Chabielic, Ostro³êki, Szczercowa i Stró¿y (przekrój geol. A–B), a tak¿e Bêdkowa, Bia³ej i Rz¹œni (tabl. III) oraz Dêbiny, Osin i Trz¹su (tabl. IV). Znane s¹ one tak¿e z badañ Króla i innych (2007) w odkrywce Szczerców. Mi¹¿szoœæ omawianych osadów jest zmienna, waha siê od kilku czy kilkunastu metrów w pobli¿u Bia³ej, Chabielic, Dêbiny, Ostro³êki, Rz¹œni i Szczercowa, do oko³o 40 m w okolicach Bogumi³owic i niemal 80 m ko³o Osin. Seriê osadów zwi¹zan¹ ze zlodowaceniem Nidy koñcz¹ piaski wod nolodowcowe. Seria ta nie by³a dotychczas wyró¿niana (Sarnacka, 1970, 1971). Litologicznie tworz¹ j¹ g³ównie piaski œrednio- i drobnoziarniste, a tak¿e piaski ró¿noziarniste z domieszk¹ ¿wirów. Rozpoznano je w wielu miejscach (m.in. najprawdopodobniej wype³niaj¹ rynny subglacjalne), np. w okolicach Bêdkowa, Bia³ej i Rz¹œni (tabl. III) oraz Kamienia, Osin i Trz¹su (tabl. IV), a tak¿e Bogumi³owic, Chabielic, Ostro³êki, Szczercowa i Stró¿y (przekrój geol. A–B). Mi¹¿szoœæ serii fluwioglacjalnej jest ró¿na i wy- nosi: kilka metrów ko³o Bêdkowa i Bia³ej, kilkanaœcie metrów w pobli¿u Osin, Ostro³êki, Rz¹œni, Stró¿y i Trz¹su, oko³o 20–30 m w okolicach Kamienia, Rz¹œni, Szczercowa i Trz¹su, a nawet kilka- dziesi¹t metrów w rejonie Chabielic, gdzie piaski wodnolodowcowe wype³niaj¹ g³êbok¹ formê ero- zyjn¹ (zlokalizowan¹ w miejscu wystêpowania tzw. doliny grzymaliñskiej – Baraniecka, 1971a, b; Baraniecka i Sarnacka, 1971; Baraniecka i in., 1980), któr¹ obecnie nale¿y rozpatrywaæ jako rynnê subglacjaln¹ (GoŸdzik i in., 2017).
Zlodowacenie Sanu 1
Piaski wodnolodowcowe pochodz¹zanaglacjalnejfazyzlodowacenia Sanu 1, tj. nasuwania siê l¹dolodu. Ich mi¹¿szoœæ jest niewielka i wynosi zwykle kilka metrów. Omawiane osady rozpoznano m.in. w rejonie Kamienia–Osin (tabl. IV) oraz Brzezia i Ostro³êki (przekrój geol. A–B).
35 Reprezentuj¹ je piaski œrednio- i ró¿noziarniste z pojedynczymi ¿wirami, a lokalnie z ich domieszk¹. S¹ one znane tak¿e z badañ Króla i innych (2007) w odkrywce Szczerców. G l i n y z w a ³ o w e tworz¹ niemal ci¹g³y poziom, który rozpoznano w wielu otworach wiert- niczych (Sarnacka, 1970), m.in. w okolicach: Bêdkowa, Bia³ej i Rz¹œni (tabl. III) oraz Kamienia, Osin, Sulmierzyc i Trz¹su (tabl. IV), a tak¿e Bogumi³owic, Brzezia, Chabielic, Ostro³êki, Stanis³awo- wa, Stró¿y i Szczercowa (przekrój geol. A–B). Ich mi¹¿szoœæ jest zró¿nicowana i wynosi – kilka me- trów w okolicach Rz¹œni, Stanis³awowa i Stró¿y, kilkanaœcie metrów w pobli¿u Bêdkowa, Brzezia, Ostro³êki i Rz¹œni, oraz 20,0–35,0 m ko³o Bia³ej, Bogumi³owic, Chabielic, Kamienia, Osin, Sulmie- rzyc, Szczercowa i Trz¹su. Pierwotnie mi¹¿szoœci osadów by³y zapewne wiêksze, jednak uleg³y one redukcji na skutek erozji i egzaracji. Gliny zwa³owe zlodowacenia Sanu 1 zalegaj¹ na starszych utwo- rach plejstoceñskich, g³ównie zlodowacenia Nidy oraz na utworach mezozoiku i neogenu. S¹ to gliny piaszczyste, wapniste, zwiêz³e, z okruchami ska³ pó³nocnych i mezozoicznych. Zaobserwowano w nich liczne przewarstwienia lub soczewy piasków i mu³ków (Sarnacka, 1970), które najprawdopodobniej s¹ porwakami ska³ paleogenu i neogenu (przekrój geol. A–B, tabl. III i IV), a byæ mo¿e równie¿ plejstocenu. Strop glin wydaje siê byæ wyrównany (tabl. III), ale miejscami jest nierówny (przekrój geol. A–B, tabl. IV). Nosi on œlady rozciêæ erozyjnych lub egzaracji. Wed³ug Sarnackiej (1970) wspó³czynniki petrograficzne1omawianych glin s¹ nastêpuj¹ce: O/K = 1,05–1,13; K/W = 1,05–1,17 i A/B = 0,75–0,89. Wed³ug Króla i innych (2007) wspó³czynniki petrograficzne wynosz¹: O/K = 0,91;
K/W = 1,27 i A/B = 0,70 oraz Dp/Wp = 0,16 lub: O/K = 1,12; K/W = 0,95 i A/B = 0,99 oraz Dp/Wp = 0,21. Dobosz (2012) przebada³ gliny zwa³owe pobrane w rejonie punktów dokumentacyjnych 9 i 11 (II poziom eksploatacyjny odkrywki Szczerców), które odnosi do litotypu T2 w formacji Kuców. Ich wspó³czynniki petrograficzne wynosz¹: O/K = 1,29; K/W = 0,86 i A/B = 1,08 oraz Dp/Wp = 0,15. Nieco inne wspó³czynniki otrzymano dla czterech próbek osadów pobranych na granicy I i II poziomu eks- ploatacyjnego odkrywki Szczerców, w pobli¿u punktu dokumentacyjnego 10. Przedstawiaj¹ siê one nastêpuj¹co: O/K = 1,38; K/W = 0,83 i A/B = 1,05 oraz Dp/Wp = 0,23. Zró¿nicowany obraz petrogra- ficzny mo¿e wynikaæ ze zmiany kierunku nasuwania siê l¹dolodu. Gliny te mog¹ te¿ jednak tworzyæ odrêbny poziom glacjalny, zwi¹zany z okresem zlodowaceñ po³udniowopolskich (Dobosz, 2012). Bez nowych danych, przeprowadzenie bardziej szczegó³owej korelacji stratygraficznej nie jest mo¿liwe. Mu³ki zastoiskowe. Sarnacka (1970) wyró¿ni³a seriê zastoiskow¹ stadia³u górnego zlodowaceñ po³udniowopolskich, ³¹cz¹c utwory ilasto-mu³kowe i piaszczyste. Obecnie serie piasz- czyste w wiêkszoœci wy³¹czono przypisuj¹c je do fluwioglacja³u, a czêœæ utworów ilasto-mu³kowych
1 Wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla ¿wirów o œrednicy 5–10 mm, uzyskanych z glin zwa³owych, charakteryzuj¹ zale¿noœci pomiêdzy ró¿nymi grupami ska³ skandynawskich, gdzie: O – ska³y osadowe, K – ska³y krystaliczne i kwarc, W – ska³y wêglanowe, A – ska³y nieodporne na niszczenie, B – ska³y odporne na niszczenie, Dp – dolomity pó³nocne, Wp – wapienie pó³nocne
36 potraktowano jako kry utworów paleogenu i neogenu, tkwi¹ce w glinach zwa³owych. Seria zastoiskowa nie ma te¿ tak du¿ego zasiêgu, jak uwa¿a³a Sarnacka (1970, 1971). W odkrywce Szczerców omawiane osady opisa³a Kurpiewska (2010). Ich mi¹¿szoœæ jest doœæ znaczna i dochodzi nawet do 25,0 m. Pod wzglêdem litologicznym s¹ to mu³ki i mu³ki piaszczyste, szare, zielonoszare, szaroniebieskie, o wy- raŸnej laminacji, przechodz¹ce w i³y warwowe. S¹ w nich widoczne zaburzenia sp³ywowe, a tak¿e tek- toniczne. W sp¹gu profilu wystêpuj¹ piaski z przewarstwieniami mu³ków, i³y warwowe drobno laminowane, mu³ki i i³y warwowe, mu³ki oraz mu³ki z przewarstwieniami piasków i piaski. G³ównym sk³adnikiem mineralnym serii s¹ smektyty, podrzêdnie illit i kaolinit oraz kalcyt i kwarc (Kurpiewska, 2010). Seria zastoiskowa jest tak¿e znana z badañ Króla i innych (2007). P i a s k i i ¿ w i r y w o d n o l o d o w c o w e pochodz¹ z fazy zaniku l¹dolodu zlodowacenia Sanu 1. Wystêpuj¹ one czêœciej ni¿ starsze osady wodnolodowcowe tego zlodowacenia, a ich mi¹¿szoœæ jest wiêksza i mo¿e dochodziæ nawet do oko³o 40 m, co jest prawdopodobnie zwi¹zane z tym, ¿e utwory te wype³niaj¹ rynny subglacjalne. Omawiane osady rozpoznano m.in. w okolicach: Bêdkowa i Bia³ej (tabl. III) oraz Dêbiny, Kamienia, Osin, Sulmierzyc i Trz¹su (tabl. IV), a tak¿e Bogumi³owic, Chabielic, Ostro³êki, Stanis³awowa, Stró¿y i Szczercowa (przekrój geol. A–B).
Interglacja³ wielki
Utwory interglacja³u wielkiego mo¿na odnieœæ do formacji Czy¿ów (Krzyszkowski, 1992), która obejmuje osady piaszczyste i mu³kowe, rzeczne, jeziorne i deltowe. Do tej formacji Krzyszkowski (1992) zaliczy³ osady interglacja³ów mazowieckiego i Zbójna, jak równie¿ interglacja³u ferdynan- dowskiego. Allen i Krzyszkowski (2008) oraz Krzyszkowski (2010) umiejscowili interglacja³ ferdy- nandowski stratygraficznie powy¿ej interglacja³u mazowieckiego i poni¿ej interglacja³u Zbójna. Interglacja³ ferdynandowski czêœciej jest jednak uwa¿any za starszy od interglacja³u mazowieckiego (Mojski, 2005). Utwory w punkcie dokumentacyjnym 7, najprawdopodobniej formacji Czy¿ów, poddano bada- niom mineralogiczno-petrograficznym (Dobosz, 2012). S¹ to bia³e piaski ró¿noziarniste z amfibolami (22–28%), piroksenami (14–15%), granatami (10–15%), staurolitem (10–13%), andaluzytem (6–8%), cyrkonami (7–8%) i sillimanitem (<2%). Zawartoœæ kwarcu wynosi 94–97%, a poza nim pojawiaj¹ siê skalenie, fragmenty ska³ krystalicznych, piaskowców kwarcowych i ska³ krzemionkowych. Wœród kwarcu przewa¿aj¹ ziarna matowe, czêœciowo obtoczone (33–43%), matowe obtoczone (22–29%), wystêpuj¹ równie¿ ziarna kanciaste (13–17%) oraz czêœciowo obtoczone ziarna b³yszcz¹ce (13–17%) oraz pêkniête (3–4%). Wed³ug Dobosza (2012) piaski te s¹ prawdopodobnie osadami rzecznymi, dla których Ÿród³em alimentacyjnym by³y starsze pokrywy lodowcowe lub pod³o¿e neogeñskie. Utwory formacji Czy¿ów z makroszcz¹tkami roœlin zosta³y opisane przez Myœkow i innych (2016). Stratygraficznie odniesiono je do interstadia³u Czy¿ów.
37 Interglacja³ mazowiecki
O osadach interglacja³u mazowieckiego z terenu badañ pisa³y Sarnacka (1970, 1982) oraz Baraniecka i inni (1993). Omawiane utwory by³y tak¿e poddane badaniom palinologicznym (Janczyk-Kopikowa, 1982). GoŸdzik (2007) zanegowa³ mo¿liwoœæ wystêpowania fluwialnej serii interglacja³u mazowieckiego o znacznej mi¹¿szoœci w odkrywce Be³chatów. Osady te ³¹czy³ ze œrodo- wiskiem jeziorno-bagiennym, w mniejszym stopniu rzecznym, zwi¹zanym ze schy³kiem tego okresu. W s¹siedztwie obszaru badañ równie¿ wystêpuj¹ osady tego interglacja³u – profile: Wólka £êkawska, Kolonia Dubidze i Radziechowice (Krupiñski, 2000). Utwory interglacja³u mazowieckiego stwierdzone na obszarze arkusza Szczerców podzielono na serie rzeczn¹ oraz jeziorno-bagienn¹. Utwory pierwszej serii opisano jako p i a s k i i m u ³ k i r z e c z n e. Litologicznie reprezentuj¹ je piaski, piaski py³owate i mu³ki piaszczyste, miejscami za- wieraj¹ce poziom bruku. S¹ to g³ównie utwory rzeczne (korytowe i pozakorytowe) oraz deltowe (Krzyszkowski, 1992). W œwietle nowej interpretacji geologicznej, nale¿y stwierdziæ, ¿e zasiêg rzecz- nej serii interglacja³u mazowieckiego nie jest tak rozleg³y jak dotychczas przyjmowano (Sarnacka, 1970, 1971). Wyst¹pienia tych osadów s¹ raczej punktowe, izolowane, w¹skie, o niewielkiej mi¹¿szo- œci. Nie nale¿y zak³adaæ, ¿e sieæ rzeczna w interglacjale mazowieckim by³a bardziej rozwiniêta ni¿ obecnie. Ponadto, byæ mo¿e wykorzystywa³a ona ró¿ne obni¿enia typu rynien subglacjalnych czy wy- topisk. Prawdopodobnie wiêksza czêœæ omawianych osadów zosta³a zniszczona w czasie transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry, którego ruch odbywa³ siê uprzywilejowanymi drogami, m.in. wzd³u¿ dolin rzecznych. Obecnoœæ utworów rzecznych zasygnalizowano ponadto w okolicach Dêbiny (otw. 120, tabl. IV). Utwory drugiej serii interglacja³u mazowieckiego tworz¹ t orfy i gytie oraz mu³ki jeziorne, które mog¹ wystêpowaæ czêœciej od serii rzecznej. Osady jeziorne i organogeniczne rozpoznano w obrêbie odkrywki Be³chatów (stanowisko Faustynów 48/16,7 i Faustynów 48,5/17 – Sarnacka, 1970 – znane te¿ jako Podwinek) oraz odkrywki Szczerców (stanowisko Podlas 16/21 – Król i in., 2007). Utwory te uleg³y zniszczeniu w wyniku prac górniczych. Na stanowisku opisanym przez Króla i innych (2007) zbadana sukcesja roœlinnoœci przedstawia³a siê nastêpuj¹co: lasy sosno- wo-brzozowe z udzia³em ja³owca i rokitnika–lasy sosnowo-brzozowe z domieszk¹ œwierku–lasy sosnowe z du¿ym udzia³em œwierku (klimat umiarkowany, ch³odny, typu borealnego)–lasy sosnowe ze œwier- kiem, wi¹zem, leszczyn¹, dêbem, grabem, jesionem, olsz¹ i jod³¹ (poprawa warunków termicznych) – lasy sosnowe i œwierkowe, lasy liœciaste z udzia³em cisa, jemio³y, bluszczu, bukszpanu i winoroœli. Z kolei na stanowisku opisanym przez Sarnack¹ (1970) stwierdzono: lasy sosnowo-brzozowe (klimat ch³odny) – lasy sosnowo-œwierkowe z domieszk¹ olchy, lipy i leszczyny (klimat ciep³y). W okolicach Bia³ej w otworze 162, pod glinami zwa³owymi zlodowacenia Odry, a na glinach zwa³owych zlodowacenia Sanu 1 (tabl. III) stwierdzono torfy (g³êb. 8,0–9,0 m), które ze wzglêdu na
38 sytuacjê geologiczn¹ mo¿na ³¹czyæ z interglacja³em mazowieckim. Torfy wystêpuj¹ prawdopodobnie tak¿e w rejonie Dêbiny (otw. 120, tabl. IV), ale ich mi¹¿szoœæ nie jest du¿a.
Interglacja³ Zbójna
Z interglacja³em Zbójna powi¹zano p i a s k i i m u ³ k i r z e c z n e. Nie by³y one dotychczas wydzielane na obszarze badañ (Sarnacka, 1970). O ich obecnoœci œwiadcz¹ wyniki badañ Krzyszkowskiego (1992) w odkrywce Be³chatów. Powstanie osadów rzecznych interglacja³u Zbójna w obrêbie utworów interglacja³u wielkiego (stratygraficznie odpowiadaj¹cego utworom formacji Czy¿ów), jest zwi¹zane z uaktywnieniem procesów fluwialnych wraz z popraw¹ warunków klimatycznych (ponowne nastanie klimatu umiarkowanego). Omawiane utwory przypuszczalnie wystêpuj¹ tak¿e w rejonie Dêbiny (tabl. IV).
Zlodowacenia œrodkowopolskie
Zagadnienie piêtra zlodowaceñ œrodkowopolskich jest przedmiotem licznych prac (Baraniecka, 1984; Marks, 2004; Turkowska, 2006). Podsumowanie stanu wiedzy na ten temat wraz z now¹ kon- cepcj¹ podzia³u tego okresu przedstawili Lindner i Marks (2012). Najbardziej istotn¹ zmian¹ jest wyró¿nienie zlodowacenia Odry ze stadia³em Warty. W rowie Kleszczowa utwory zlodowacenia Odry s¹ ³¹czone z formacj¹ £awki, a utwory zlodo- wacenia Warty z formacj¹ Rogowiec (Krzyszkowski, 1992).
Zlodowacenie Odry
Utwory zlodowacenia Odry, najprawdopodobniej formacji £awki, poddano badaniom minera- logiczno-petrograficznym w punktach dokumentacyjnych 7 i 8 (Dobosz, 2012). S¹ to gliny lodowcowe oraz zalegaj¹ce pod nimi lub na nich piaski wodnolodowcowe lub zastoiskowe. Dominuj¹ w nich amfi- bole (20–28%), pirokseny (<18%), granaty (21–30%), w mniejszej iloœci wystêpuj¹ turmaliny (~6%), cyrkony (8–9%), staurolit (5–6%), epidot (~6%) oraz andaluzyt (3–6%). P i a s k i w o d n o l o d o w c o w e poprzedzi³y nasuniêcie l¹dolodu zlodowacenia Odry na teren arkusza. Omawiane wydzielenie reprezentuj¹ piaski œrednio- oraz drobnoziarniste. Rozpoznano je m.in. na pó³noc od Bia³ej (tabl. III), w okolicach Dêbiny, Osin i Trz¹su oraz Bo¿ydaru (tabl. IV), a tak¿e w pobli¿u Ostro³êki (przekrój geol. A–B). Mi¹¿szoœæ serii fluwioglacjalnej wynosi kilka metrów. Utwory opisane jako m u ³ k i i m u ³ k i p i a s z c z y s t e z a s t o i s k o w e by³y rozpoznane ju¿ przez Sarnack¹ (1970). Wystêpuj¹ najprawdopodobniej obocznie w stosunku do utworów wodno- lodowcowych opisanych powy¿ej i tak jak one s¹ zwi¹zane z okresem nasuwania l¹dolodu zlodowa- cenia Odry na badany teren. Nie jest znany ich dok³adny zasiêg. Kurpiewska (2010) opisa³a mu³ki i mu³ki piaszczyste, zastoiskowe, szare i ciemnoszare z odcieniem zielonkawoniebieskim, o mi¹¿szoœci 5,0–8,0 m, które wystêpuj¹ w rowie Kleszczowa powy¿ej glin zwa³owych zlodowacenia Odry.
39 G l i n y z w a ³ o w e zlodowacenia Odry rozpoznano na ca³ym obszarze arkusza Szczerców (przekrój geol. A–B, tabl. III i IV). S¹ to gliny i gliny piaszczyste, zwiêz³e, z g³azami ska³ pó³nocnych i lokalnych, miejscami z wk³adkami piasków, ¿wirów oraz krami ska³ paleogenu i neogenu, wapniste (Sarnacka, 1970). Ich mi¹¿szoœæ wynosi kilka metrów w okolicach Ostro³êki i Szczercowa (przekrój geol. A–B), Bêdkowa, Bia³ej i Rz¹œni (tabl. III) oraz Dêbiny i Osin (tabl. IV), kilkanaœcie metrów w pobli¿u Bogumi³owic, Chabielic i Stanis³awowa (przekrój geol. A–B), Bia³ej (tabl. III) oraz Dêbiny, Kamienia i Trz¹su (tabl. IV), a ko³o Sulmierzyc (tabl. IV) – 20,0–25,0 m. Gliny zwa³owe zlo- dowacenia Odry maj¹ nastêpuj¹ce wspó³czynniki petrograficzne: O/K = 0,86–0,97; K/W = 1,24–1,30 i A/B = 0,66–0,72 (Sarnacka, 1970). Osady te by³y tak¿e badane przez Króla i innych (2007) oraz Dobosza (2012). Król i inni (2007) podali nastêpuj¹ce wartoœci wspó³czynników petrograficznych glin zwa³owych formacji £awki: O/K = 0,54–0,81; K/W = 1,43–2,19 i A/B = 0,42–0,63 oraz Dp/Wp = 0,18. Dobosz (2012) przebada³ gliny zwa³owe pobrane w rejonie punktu dokumentacyjnego 11 (I poziom eksploatacyjny odkrywki Szczerców), które przez analogiê do badañ wczeœniejszych (Król i in., 2007) odniós³ do litotypu £awki: O/K = 1,41; K/W = 0,76 i A/B = 1,21 oraz Dp/Wp = 0,19. Zró¿nicowany obraz petrograficzny mo¿e wynikaæ ze zmiany kierunku nasuwania siê l¹dolodu. P i a s k i i ¿ w i r y w o d n o l o d o w c o w e pochodz¹ z fazy recesyjnej zlodowacenia Odry. W aspekcie litologicznym s¹ to g³ównie piaski œrednio- i ró¿noziarniste z domieszk¹ ¿wirów. Rozpo- znano je w wielu miejscach, gdzie czêsto najprawdopodobniej wype³niaj¹ rynny subglacjalne, m.in. w okolicach Bêdkowa, Bia³ej i Rz¹œni (tabl. III) oraz Dêbiny, Kamienia, Osin, Sulmierzyc i Trz¹su (tabl. IV), a tak¿e Bogumi³owic, Brzezia, Chabielic, Ostro³êki, Stanis³awowa i Szczercowa (przekrój geol. A–B). Mi¹¿szoœæ serii fluwioglacjalnej jest ró¿na: od kilku metrów w pobli¿u Bia³ej, Brzezia i Stanis³awowa, przez kilkanaœcie metrów w pobli¿u Bêdkowa, Chabielic, Eligowa, Rz¹œni, Trz¹su i Szczercowa, do ponad 20 m ko³o Dêbiny i Sulmierzyc.
Interglacja³ lubawski
Wed³ug Krzyszkowskiego (1992) w odkrywce Be³chatów w rowie Kleszczowa, poni¿ej utworów formacji Rogowiec zlodowacenia Warty, wystêpuje seria piaszczysto-¿wirowo-mu³kowa formacji Chojny, która nale¿y do interglacja³u (interstadia³u?) Pilicy (Krzyszkowski i Nita, 1993). Formacjê Chojny z odkrywki Be³chatów opisa³ GoŸdzik (2007), a tak¿e Baraniecka i inni (1993). Na obszarze badañ Sarnacka (1970) wyró¿ni³a rezydua i utwory rzeczne z okresu interstadia³u Pilicy, które mo¿na ³¹czyæ z interglacja³em lubawskim. Wed³ug Krzemiñskiego (1997) ciep³y okres przed zlodowaceniem Warty mo¿e mieæ charakter interglacjalny, o czym mog¹ œwiadczyæ œlady istnienia du¿ych i dobrze wykszta³conych dolin rzecznych.
40 Utwory interglacja³u lubawskiego opisano jako p i a s k i o r a z p i a s k i i ¿ w i r y r z e c z n e. W rowie Kleszczowa znajduj¹ siê one powy¿ej granicy erozyjnej oddzielaj¹cej górne (niezaburzone) i dolne (zaburzone) piêtro utworów czwartorzêdowych (Krzyszkowski, 1992; Krzyszkowski i Nita, 1993), dlatego nale¿y spodziewaæ siê, ¿e poza rowem s¹ one równie¿ po³o¿one nad t¹ granic¹ (Krze- miñski, 1997). Mi¹¿szoœæ omawianej serii na terenie badañ nie jest du¿a i wynosi oko³o kilku metrów. Œlady rozciêcia erozyjnego w sp¹gu serii s¹ raczej wynikiem wiêkszych przep³ywów na stromych odcinkach ówczesnej powierzchni terenu, ni¿ istnienia rozbudowanej i du¿ej sieci rzecznej. Prawdo- podobnie s¹ to œlady przep³ywu ma³ych cieków w obrêbie zag³êbieñ terenu powierzchni powsta³ej po zlodowaceniu Odry. Dolna czêœæ tych osadów by³a akumulowana w okresie panowania lasów boreal- nych, tundry parkowej i tundry, a górna – prawdopodobnie w klimacie zimnym, o czym œwiadczy wysoka zawartoœæ materia³u eolicznego w aluwiach (GoŸdzik, 2007). W fazie optymalnej mog³y dodatkowo poja- wiaæ siê olsza i œwierk, przy czym przewa¿a³a roœlinnoœæ zielna (Krzyszkowski i Nita, 1993). Opisywane utwory zosta³y przebadane pod wzglêdem mineralogiczno-petrograficznym w punkcie dokumentacyjnym 8 (Dobosz, 2012). S¹ to piaski, w których dominuj¹ granaty (27–38%), pirokseny (11–22%), amfibole (11–17%), a sk³ad mineralny dope³niaj¹ cyrkony (6–8%), staurolit (5–8%) oraz andaluzyt (4–6%). Ziarna kwarcu o zmatowia³ej powierzchni stanowi¹ 82–87%, w tym matowe ziarna obtoczone – 32–57%, kanciaste – 2–4%, a b³yszcz¹ce – 8–14%.
Zlodowacenie Warty
Teren badañ w okresie zlodowacenia Warty by³ po³o¿ony w obrêbie lobu Widawki (Domos³awska- Baraniecka i Skompski, 1967; Baraniecka i Sarnacka, 1971; Krzemiñski, 1997; Turkowska, 2006) lub po³udniowowielkopolskiego (Rdzany, 2011). Rozdzielanie masy l¹dolodu zlodowacenia Warty na loby o ró¿nej wielkoœci wynika³o z ukszta³towania pod³o¿a (Krzemiñski, 1997), uk³adu struktur rowu Kleszczowa i towarzysz¹cych im strumieni cieplnych (Bruj i Krysiak, 2009) oraz ró¿nic w strumie- niach ciep³a geotermalnego (Rdzany, 2011). W starszych opracowaniach obecnemu zlodowaceniu War- ty odpowiada tzw. stadia³ mazowiecko-podlaski (m.in. Domos³awska-Baraniecka i Skompski, 1967; Sarnacka, 1970). Na obszarze badañ wyró¿niono osady zastoiskowe, wodnolodowcowe i glacjalne. M u ³ k i i i ³ y z a s t o i s k o w e, które le¿¹ pod najm³odszymi na terenie arkusza glinami zwa³owymi, opisa³a Sarnacka (1970). Utwory tzw. zastoiska widawskiego maj¹ zró¿nicowan¹ litologiê – oprócz mu³ków i i³ów, t³ustych, zwiêz³ych, wapnistych, wystêpuj¹ tak¿e piaski, g³ównie drobnoziar- niste. S¹ to osady zbiornika proglacjalnego (Krzyszkowski, 1994). Mu³ki i i³y zastoiskowe s¹ tak¿e znane z rowu Kleszczowa (Krzyszkowski, 1992). Mo¿na je korelowaæ z mu³kami i i³ami ogniwa C, a czêœciowo tak¿e ogniwa B formacji Rogowiec. Rozprzestrzenienie serii zastoiskowej opisanej przez Sarnack¹ (1970, 1971) oraz Baranieck¹ i Sarnack¹ (1971) wykazuje du¿¹ zgodnoœæ z rozmieszczeniem dolin rzecznych Widawki, Niecieczy i Krasowej. Mog³oby to wskazywaæ na nasuwanie siê l¹dolodu
41 zlodowacenia Warty na teren, którego ukszta³towanie by³o podobne do obecnego. Œwiadczy³oby to o trwa³oœci rzeŸby terenu po zlodowaceniu Odry, a przed zlodowaceniem Warty (Krzemiñski, 1997). Utwory zastoiskowe rozpoznano tak¿e w rejonie Dêbiny (tabl. IV). P i a s k i w o d n o l o d o w c o w e wystêpuj¹ najprawdopodobniej obocznie w stosunku do utworów zastoiskowych i tak jak one s¹ zwi¹zane z okresem nasuwania l¹dolodu na badany teren. Litologicznie s¹ to piaski œrednio- i drobnoziarniste z niewielk¹ domieszk¹ ¿wirów. Ich mi¹¿szoœæ jest nieznaczna, rzêdu kilku metrów. Omawiane utwory rozpoznano w okolicach Rz¹œni (tabl. III) oraz Dêbiny i Sulmierzyc (tabl. IV). Na podstawie analizy sytuacji geologicznej i geomorfologicznej, w niniejszym opracowaniu przyjêto, ¿e g l i n y z w a ³ o w e wystêpuj¹ce na powierzchni terenu badañ pochodz¹ z okresu zlodo- wacenia Warty. Ich wiêksze wychodnie odnotowano w po³udniowej czêœci obszaru arkusza, w obrêbie Wysoczyzny Be³chatowskiej. W czêœci pó³nocnej terenu badañ s¹ one œciête erozyjnie w wyniku przep³ywu wód fluwioglacjalnych lub rzecznych. Najczêœciej s¹ to gliny piaszczyste, gliny i gliny ilaste, br¹zowe i szarobr¹zowe, z g³azikami ska³ pó³nocnych oraz lokalnych. W zwi¹zku z po³o¿eniem obszaru arkusza Szczerców w strefie lobu, mi¹¿szoœæ omawianych glin zwykle wynosi kilka metrów (punkty dok. 2, 5 i 6 oraz otw.: 6, 11, 25–27, 58, 165 i 168 – przekrój geol. A–B; otw.73,76,127,128i157– tabl. III; otw. 138, 160–162 – tabl. IV), a jedynie miejscami kilkanaœcie metrów (otw. 115 i 125 – tabl. IV; rejon Sulmierzyc). Próbki glin do badañ pobrano m.in. w rejonie punktu dokumentacyjnego 11 (I po- ziom eksploatacyjny odkrywki Szczerców). Zawieraj¹ one du¿o frakcji ¿wirowej 5–10 mm, cechuje je te¿ wysoka zawartoœæ wêglanu wapnia – oko³o 10% (Dobosz, 2012). Wspó³czynniki petrograficzne omawianych osadów wynosz¹: O/K = 1,65; K/W= 0,64 i A/B = 1,42 oraz Dp/Wp = 0,19 (Dobosz, 2012). Wed³ug Króla i innych (2007) najm³odsze gliny zwa³owe maj¹ nastêpuj¹ce wspó³czynniki petrograficzne: O/K = 1,52; K/W = 0,71 i A/B = 1,32 oraz Dp/Wp = 0,18. P i a s k i i ¿ w i r y l o d o w c o w e wyró¿niono w kilku miejscach w s¹siedztwie utworów moreny dennej na wysoczyŸnie, w okolicach Bo¿ydara–Œcichawy, Kodrania i Studzienic. S¹ to zazwyczaj piaski œrednioziarniste z domieszk¹ ¿wirów drobnookruchowych, zaglinione, br¹zowoszare i brunatne, o nie- du¿ej mi¹¿szoœci. Najczêœciej w sposób ci¹g³y przechodz¹ one w ni¿ejleg³e gliny zwa³owe. Miejscami w stropie nosz¹ one œlady wietrzenia fizycznego. Piaski i ¿wiry, miejscami g³azy i gliny zwa³owe moren czo³owy c h wystêpuj¹ w okolicach Sulmierzyc, D¹browy, Piekar, Bia³ej i Dworszowic Pakoszowych. Wed³ug Domos³awskiej-Baranieckiej i Skompskiego (1967) oraz Sarnackiej (1970) nale¿¹ one do pi¹tego ci¹gu morenowego (tzw. ci¹gu Ga³kowic), który odpowiada g³ównemu etapowi postoju l¹dolodu zlo- dowacenia Warty (Domos³awska-Baraniecka i Skompski, 1967). Formy morenowe po³o¿one na po³udnie od Sulmierzyc i Dworszowic Pakoszowych nale¿¹ do marginalnej strefy zasiêgu l¹dolodu. Moreny czo³owe zarejestrowano równie¿ w pobli¿u Suchowoli i Zielêcina, tj. na pó³noc od g³ównego
42 ci¹gu morenowego. Zazwyczaj s¹ to pagóry i wa³y o kilkumetrowej wysokoœci wzglêdnej, tworz¹ je piaski grubo- i œrednioziarniste z domieszk¹ ¿wirów i wk³adkami py³ów (Domos³awska-Baraniecka i Skompski, 1967). Najbardziej czytelne w krajobrazie s¹ moreny z okolic Sulmierzyc i Bia³ej, gdzie pokrywaj¹ je ¿wiry, ¿wiry zaglinione i gliny zwa³owe (Sarnacka, 1970). Du¿¹ iloœæ ¿wirów, w tym lokalnych, zaobserwowano w wale morenowym po³o¿onym na pó³noc od Suchowoli. Potwierdzono tak¿e, ¿e w morenach czo³owych we frakcji ¿wirowej, oprócz ska³ krystalicznych, licznie wystêpuj¹ wapienie i krzemienie lokalne (Sarnacka, 1970). Wydzielone we wczeœniejszym opracowaniu moreny martwego lodu (Sarnacka, 1970) potraktowano obecnie jako moreny czo³owe. Na terenie badañ rozpoznano szereg wa³ów (Domos³awska-Baraniecka i Skompski, 1967; Sar- nacka, 1970, 1971; Baraniecka, 1971a, b), których osady opisano jako p i a s k i i ¿ w i r y, m i e j - s c a m i g l i n y z w a ³ o w e, o z ó w. Formy te s¹ po³o¿one w okolicach Antoniówki, Winka, ¯³obnicy oraz Bogumi³owic. Zwykle nie s¹ one du¿e, choæ wielkoœæ wciêcia erozyjnego w pod³o¿e mo¿e byæ znaczna. Najlepiej udokumentowany by³ oz w Antoniówce, który przylega³ do rynny subglacjalnej, wykorzystanej póŸniej przez rzekê Prakrasówkê. Rozpoznana seria piaszczysta, piaszczysto-¿wirowa i ¿wirowa, buduj¹ca ten oz, mia³a mi¹¿szoœæ do 34,5 m (otw. 159). Kruszywo naturalne wystêpuj¹ce w tej formie by³o przedmiotem eksploatacji (Kwapisz i Skórski, 1965). Seria fluwioglacjalna (miej- scami bardziej piaszczysta, a gdzieniegdzie ¿wirowa), tworz¹ca wa³ ozu, w sp¹gowych partiach siê- ga³a lokalnie utworów mezozoiku (Kwapisz i Skórski, 1965; Baraniecka, 1971a, b). Miejscami w ozie wystêpowa³y wk³adki glin zwa³owych i mu³ków. S¹ równie¿ widoczne œlady wysokociœnieniowych przep³ywów wód subglacjalnych, objawiaj¹ce siê zmiennoœci¹ litologiczn¹ osadów oraz warstwowa- niami rynnowymi, przek¹tnymi, miejscami w du¿ej skali. Piaski i ¿wiry akumulacji szczelinowej wyró¿nionojedynie w kilku miejscach – w D¹browie ko³o Sulmierzyc, Osinach Kolonii, Kamieniu i Stró¿y. Utwory piaszczyste i piaszczysto- -¿wirowe tworz¹ niewielkie pagórki po³o¿one na równinach wodnolodowcowych lub w pobli¿u moren czo³owych. Mi¹¿szoœæ omawianej serii nie przekracza kilku metrów. Piaski, mu³ki i ¿wiry kemów. Obecnoœæ form kemowych rozpoznanych przez Sarnack¹ (1970, 1971) potwierdzono tylko czêœciowo. Kemy wydzielono w okolicach Górki, Obrowa, Ruœca, KuŸnicy, Krzy¿ówki, Karolowa, Dworszowic Pakoszowych i Sulmierzyc. Zazwyczaj s¹ to pagóry i wa³y o kilkumetrowej wysokoœci wzglêdnej. Powsta³y w okresie deglacjacji obszaru w miej- scach spêkañ l¹dolodu, miêdzy bry³ami martwego lodu. Na terenie badañ s¹ to kemy fluwioglacjalne i fluwioglacjalno-limnoglacjalne. Tworz¹ je piaski drobno- i œrednioziarniste, miejscami z wk³adkami mu³ków, a sporadycznie ich pokrywê stanowi¹ ¿wiry (Sarnacka, 1970). Gdzieniegdzie osady te w stropie nosz¹ œlady wietrzenia fizycznego. Ich mi¹¿szoœæ wynosi zwykle kilka metrów. W trakcie prac ream- bulacyjnych w Markowiznie (punkt dok. 15) i KuŸnicy (punkt dok. 1) z osadów kemowych pobrano próbki do badañ wieku metod¹ luminescencyjn¹. Otrzymane wyniki trudno jednoznacznie interpre-
43 towaæ: 258–434 ka w punkcie dokumentacyjnym 15 i 149–227 ka w punkcie dokumentacyjnym 1 (Adamiec, 2013). Na po³udnie od Bogumi³owa znajdowa³ siê pagór o du¿ych rozmiarach, który by³ interpretowany jako fragment wysoczyzny pokryty osadami wodnolodowcowymi, nadbudowany formami kemowymi i ozami (Baraniecka, 1971a, b), a od zachodu podparty tarasem kemowym (Sarnacka, 1971). Na podstawie wyników póŸniejszych badañ, prowadzonych w zwi¹zku z eksploatacj¹ wêgla brunatnego w odkrywce Be³chatów, opisano go jako plateau kemowe Czubatej Góry o z³o¿onej budowie wewnêtrznej (Bruj i Krysiak, 2009; GoŸdzik i Krysiak, 2009). Forma ta obecnie nie istnieje. P i a s k i i m u ³ k i t a r a s ó w k e m o w y c h wyró¿niono m.in. w okolicach Dêbiny, Bogu- mi³owa, Markowizny–Nowej Wsi oraz Skoczylasów–Studzienicy, gdzie tworz¹ doœæ wyrównane po- wierzchnie, otaczaj¹c pagóry kemowe lub fragmenty wysoczyzny morenowej. Piaski s¹ zazwyczaj drobno- i œrednioziarniste z wk³adkami mu³ków, przewa¿nie bezwapniste (Sarnacka, 1970). Miejscami wœród osadów wystêpuj¹ p³aty glin zwa³owych lub wk³adki i³ów. Sporadycznie serie tych osadów w stropie nosz¹ œlady wietrzenia fizycznego. Prawdopodobnie ich mi¹¿szoœæ wynosi kilka metrów. P i a s k i o r a z p i a s k i i ¿ w i r y z m u ³ k a m i, w o d n o l o d o w c o w e zajmuj¹ doœæ znaczne powierzchnie, zw³aszcza w centralnej i pó³nocnej czêœci obszaru badañ. Tworz¹ one równiny sandrowe na wysoczyŸnie i powierzchniê sandrów dolinnych, która powstawa³a w kilku etapach: najpierw na wysoczyŸnie, a póŸniej w obrêbie dolin wód roztopowych i rynien subglacjalnych. Litologicznie opisywane utwory s¹ wykszta³cone jako piaski drobno- i œrednioziarniste, miejscami zawieraj¹ce wk³adki mu³ków (Sarnacka, 1970) lub piasków lodowcowych, rzadziej wystêpuj¹ piaski gruboziarniste. W obrêbie tych osadów mo¿na œledziæ poziomy zorsztynizowania lub scementowania (Sarnacka, 1970). Mi¹¿szoœæ piasków wodnolodowcowych wynosi zwykle kilka metrów, najwiêksz¹ stwierdzono w miejscach daw- nych przep³ywów wód sub- i supraglacjalnych (np. okolice Stró¿y–Woli Wydrzyny, Sulmierzyc–Fili- powizny oraz Antoniówki–Winka). Miejscami zalegaj¹ one cienk¹ pokryw¹ na glinach zwa³owych. W okolicach Antoniówki mi¹¿szoœæ serii fluwioglacjalnej, która wype³nia rynnê subglacjaln¹ i miej- scami dochodzi do utworów mezozoiku, siêga nawet oko³o 20 m (Kwapisz i Skórski, 1965; Baraniecka, 1971a, b). Piaski pobrane w rejonie punktu dokumentacyjnego 11 poddano badaniom mineralogiczno- -petrograficznym (Dobosz, 2012). Ich sk³ad mineralny wskazuje na genezê wodnolodowcow¹ i lo- dowcow¹: amfibole – 35–53%, granaty – 8–20%, pirokseny – 10–13%, biotyt – 11%, a epidot, turma- liny i staurolit – po 6%. Wœród minera³ów ciê¿kich istotnymi sk³adnikami s¹ te¿ wêglany i glaukonit. We frakcji 1,0–0,5 mm, oprócz kwarcu (82–90%), s¹ obecne fragmenty ska³ krystalicznych, skale- nie, wapienie paleozoiczne, dolomity, ska³y krzemionkowe, konkrecje fosforytowe, piryty i mu³owce, czyli zespó³ ska³ taki jak w glinach zwa³owych, z rozmycia których czêœciowo pochodz¹. Ziarna
44 kwarcu s¹ zmatowione (26–30%), kanciaste (22–24%), okr¹g³e (19–20%) oraz poœrednie b³yszcz¹ce (19–21%). P i a s k i w o d n o m o r e n o w e. Utwory ujête w tym wydzieleniu s¹ to piaski, piaski gliniaste, piaski py³owate, z wk³adkami piasków i ¿wirów, brunatne i szarobrunatne. Rozpoznano je w okolicach Bogumi³owa, Chruœciñskiego, Dworszowic Pakoszowych, Rych³owca, Suchowoli i Zielêcina. Wype³niaj¹ one misy wytopiskowe lub inne du¿e zag³êbienia, a powsta³y w wyniku wytapiania osadów z bry³ martwego lodu. Mi¹¿szoœæ tych utworów nie jest wszêdzie znana, ale mo¿na przypuszczaæ, ¿e zwykle wynosi ona kilka metrów. Seria piasków wytopiskowych w wielu miejscach by³a pokryta ró¿nego rodzaju utworami organicznymi lub mineralno-organicznymi (od póŸnego okresu zlodowacenia Wis³y do holoce- nu). Wynika³o to z p³ytkiego zalegania wód gruntowych. Przesuszenie wielu terenów w wyniku od- wadniania odkrywki Szczerców prowadzi do szybkiej mineralizacji wk³adek utworów organicznych i ich niszczenia, dlatego ods³oniêciu ulegaj¹ starsze utwory.
Interglacja³ eemski
Z interglacja³u eemskiego pochodz¹ dwie serie osadów – jeziorna i rzeczna (Sarnacka, 1970). Analizuj¹c rozmieszczenie otworów dokumentuj¹cych wystêpowanie omawianych utworów w okoli- cach doliny Widawki, mo¿na przypuszczaæ, ¿e na obszarze badañ rzeka ta wykorzystuje starsze za³o¿enia, byæ mo¿e rynnê subglacjaln¹, któr¹ znacznie przekszta³ci³a. Pierwsz¹ seriê interglacja³u eemskiego tworz¹ utwory organogeniczne i mineralno-organiczne, które wype³niaj¹ ró¿ne zag³êbienia (np. wytopiskowe, starorzeczy). S¹ to t o r f y i g y t i e o r a z mu³ki jeziorne.Próbkiomawianychosadówzosta³ypobranezotworów 103, 105 i 107 oraz z otworu, który zosta³ zlikwidowany w wyniku eksploatacji w odkrywce Be³chatów, a nastêpnie prze- badane palinologicznie (Janczyk-Kopikowa, 1965; Sarnacka, 1970). Seria jeziorna wystêpuje rów- nie¿ w otworach 104 i 108 (Sarnacka, 1970). Stwierdzono j¹ tak¿e w otworach w dolinie Krasówki (Sarnacka, 1970), ale zosta³y one zlikwidowane w wyniku dzia³añ kopalnianych w odkrywce Szczerców. Serie organiczne interglacja³u eemskiego odnotowano ponadto na po³udnie od Kamienia i w rejonie nieistniej¹cej obecnie miejscowoœci Faustynów (GoŸdzik i Skórzak, 2011). Szersze badania na tym obszarze umo¿liwi³y prace górnicze w odkrywce Be³chatów. Z kolei na skutek prac górniczych w odkrywce Szczerców zosta³y ods³oniête torfy i kreda jeziorna interglacja³u eemskiego (o mi¹¿szoœci do 3,0 m) na stanowisku Podlas (Król i in., 2007), zniszczonym w wyniku eksploatacji. Sukcesja roœlinnoœci przedstawia³a siê tu nastêpuj¹co: lasy sosnowo-brzozowe z udzia³em kwiatowych roœlin zielnych–lasy sosnowo-dêbowe z udzia³em leszczyny, bluszczu–lasy liœciaste z przewag¹ leszczyny–lasy œwierkowe, sosnowe i jod³owe z domieszk¹ olchy (Król i in., 2007). Utwory jeziorne najprawdopo- dobniej interglacja³u eemskiego s¹ tak¿e znane z otworów 8 i 10 (przekrój geol. A–B) oraz z otwo- rów: 16, 17, 31, 36, 37, 39, 40, 41 i 44 (Sarnacka, 1970), a tak¿e z otworów 38 (g³êb. 9,5–12,9 m), 43
45 (g³êb. 10,0–19,0 m), 45 (g³êb. 15,5–17,0 m), 46 (g³êb. 6,4–8,0 m), 70 (g³êb. 12,0–14,1 m) i 71 (g³êb. 8,7–10,6 m). Nie mo¿na te¿ wykluczyæ eemskiego wieku osadów z otworów 65 (g³êb. 10,0–12,0 m), 66 (g³êb. 7,0–15,0 m) i 67 (g³êb. 4,3–8,0 m). Badaniom palinologicznym poddano mu³ki i i³y interglacja³u eemskiego z punktu dokumentacyj- nego 11, który zosta³ zlikwidowany w wyniku eksploatacji w odkrywce Szczerców (Kuszell i Iwanuœ, 2012). Najstarsze rozpoznane zbiorowiska leœne wyró¿nia³y siê przewag¹ brzozy i niskim udzia³em roœlin zielnych (Kuszell i Iwanuœ, 2012). Powsta³y one w warunkach klimatu umiarkowanego. Nastêpnie rozwinê³y siê lasy mieszane sosnowo-brzozowe, pocz¹tkowo z wyraŸnym udzia³em wi¹zu, a póŸniej z jesionem. W ich podszyciu pojawi³y siê ciep³olubne taksony bluszczu Hedera i jemio³y Viscum. Na wilgotnych siedliskach wystêpowa³y zaroœla olszynowe z domieszk¹ wi¹zu i jesionu. W kolejnym poziomie stwierdzono dominacjê lasów sosnowo-dêbowych, zaznaczy³ siê te¿ wzrost udzia³u leszczyny, pojawi³y siê grab i lipa. Na koñcu pojawi³y siê ciep³olubne lasy liœciaste, z udzia³em lipy, dêbu, graba i leszczyny. Leszczyna mog³a tworzyæ ciep³olubne zaroœla, a nawet lasy leszczynowe. Wa¿n¹ cech¹ diagnostyczn¹ w tym poziomie jest pojawienie siê cisu (Taxus). Jego obecnoœæ jest zwi¹zana z klimatem umiarkowa- nym z wp³ywami oceanicznymi (Kuszell i Iwanuœ, 2012). Utwory interglacja³u eemskiego stwierdzono tak¿e w stanowisku Parchliny 2014 (Wachecka- -Kotkowska i in., 2018). Uda³o siê tak¿e uchwyciæ przejœcie klimatyczne póŸnego glacja³u i wczesne- go interglacja³u eemskiego – stanowisko Parchliny 2016 (Wachecka-Kotkowska i in., 2017b). Stano- wiska Parchliny 2012 (punkt dok. 11), Parchliny 2014 i Parchliny 2016 dokumentuj¹ te¿ istnienie w tym rejonie rynien subglacjalnych i zag³êbieñ wytopiskowych powsta³ych podczas zaniku l¹dolodu zlodowacenia Warty (Wachecka-Kotkowska i in., 2017b, d). W okolicach Bogumi³owa, w otworze 76, na piaskach wodnolodowcowych zlodowacenia War- ty (tabl. IV) zalegaj¹ czarnobrunatne i³y organiczne (g³êb. 2,0–3,0 m), które ze wzglêdu na sytuacjê geologiczn¹ mo¿na ³¹czyæ z interglacja³em eemskim. W dolinie Widawki wydzielono p i a s k i i p i a s k i z e ¿ w i r a m i r z e c z n e. Osady te nie ods³aniaj¹ siê na powierzchni terenu, wystêpuj¹ pod utworami zlodowacenia Wis³y. Ich mi¹¿szoœæ wynosi kilka metrów. Stwierdzono je w wielu otworach wiertniczych – na zreambulowanej mapie geologicznej zaznaczono jedynie wybrane otwory (otw.: 12, 14, 15, 18, 20, 32–35, 42, 48 i 52) spoœród tych, na które powo³ywa³a siê Sarnacka (1970) i uzupe³niono o nowe otwory 50 i 51. Seria rzeczna interglacja³u eemskiego w dolnej czêœci profilu jest zbudowana ze ¿wirów i ¿wirów piaszczystych, przez Sarnack¹ (1970) czêœciowo traktowanych jako rezydua, a w czêœci górnej – z osadów piaszczystych.
Zlodowacenia pó³nocnopolskie
Obszar arkusza Szczerców w okresie zlodowaceñ pó³nocnopolskich pozostawa³ w strefie ekstragla- cjalnej. Z tego okresu pochodz¹ utwory jeziorne, które stanowi¹ kontynuacjê osadów wype³niaj¹cych rynnê subglacjaln¹ powsta³¹ pod koniec zlodowacenia Warty, a tak¿e utwory rzeczno-deluwialne i rzeczne.
46 Osady piaszczyste tarasów nadzalewowych rozdzielono na powsta³e w œrodowisku rzecznym (dolina Widawki) i rzeczno-deluwialnym (doliny Krasówki, Krasowej i Niecieczy). Mu³ki, mu³ki piaszczyste i i³y jeziorne.Wrejoniepunktudokumentacyjnego 11, na poziomie I odkrywki Szczerców na wschodniej œcianie, zaobserwowano kilkumetrowy profil szarych rytmitów mu³kowo-ilastych. W dolnej czêœci tego profilu wystêpuj¹ udokumentowane palino- logicznie osady jeziorne i jeziorno-bagienne, nale¿¹ce do interglacja³u eemskiego (Kuszell i Iwanuœ, 2012). Nad rytmitami rozpoznano utwory piaszczyste formacji Piaski (Wachecka-Kotkowska i in., 2014). Drugie stanowisko z podobnie wykszta³conymi osadami stwierdzono w okolicach Parchlin – stanowisko Parchliny 2014 (Wachecka-Kotkowska i in., 2018). Interesuj¹cym jest fakt, ¿e utwory je- ziorne dolnego vistulianu stanowi¹ kontynuacjê osadów interglacja³u eemskiego. Zbiorniki powsta³e pod koniec zlodowacenia Warty musia³y byæ stosunkowo du¿e. Piaski, piaski py³owate i mu³ki rzeczno-deluwialne i rzeczn e. W rejo- nie punktów dokumentacyjnych 7 i 10–12 (poziom I odkrywki Szczerców, wschodnia œciana) wystê- puje mi¹¿szy profil utworów piaszczystych (piaski drobno- i œrednioziarniste, piaski py³owate) nale¿¹cych do formacji Piaski (Wachecka-Kotkowska i in., 2011, 2014). Zalegaj¹ one miejscami na utworach formacji Aleksandrów, Rogowiec, £awki i Czy¿ów (?), a czêœciowo s¹ przykryte utworami for- macji Widawka (Wachecka-Kotkowska i in., 2014). W wyniku analizy danych z otworów wiertniczych i na podstawie kartowania geologicznego œcian wyrobiska górniczego (odkrywka Szczerców), stwier- dzono, ¿e omawiane utwory piaszczyste (punkt dok. 11) stanowi¹ kolejny poziom wype³nienia istniej¹cej tu niegdyœ rynny subglacjalnej. Ze wzglêdu na znaczn¹ mi¹¿szoœæ osadów piaszczystych (nawet kilkanaœcie metrów), jak równie¿ niewielk¹ zlewniê Krasówki, trafniejsze jest opisanie tych piasków jako utworów rzeczno-deluwialnych i rzecznych. Prawdopodobnie, w okresie zlodowace- nia Wis³y przep³ywy Prakrasówki nie by³y sta³e, a za powstanie utworów formacji Piaski czêœciowo mog³y odpowiadaæ sp³ywy rozproszone (niekiedy gwa³towniejsze), o czym mo¿e œwiadczyæ rozprze- strzenienie poziomu odniesionego do zlodowaceñ pó³nocnopolskich w dolinach Krasówki oraz Krasowej lub Niecieczy i Widawki. W obrêbie tarasów nadzalewowych w dolinie Widawki s¹ widoczne liczne œlady po dawnych korytach (np. w okolicach Luboœni i Puszczy Chabielskiej), zaznacza siê tu tak¿e ni¿- szy poziom tych tarasów. Z kolei tarasy nadzalewowe Krasówki, Krasowej i Niecieczy s¹ wyrównane. Na podstawie analizy geomorfologicznej mo¿na za³o¿yæ, ¿e Krasówka, Krasowa i Nieciecz wytworzy³y doliny wykorzystuj¹c za³o¿enia form powsta³ych po zlodowaceniu Warty (rynien subglacjal- nych i wytopisk). Na podstawie wyników badañ sedymentologicznych utworów wype³niaj¹cych ma³e doliny w pobli¿u obszaru badañ wykazano, ¿e powsta³y one w korytach rzecznych, jak równie¿ w œrodowisku pozakory- towym, momentami przy du¿ej dostawie materia³u eolicznego (GoŸdzik i Zieliñski, 1996). Byæ mo¿e czêœæ osadów formacji Piaski ma pochodzenie jeziorne i stokowe (Krzyszkowski, 1992, 1998).
47 Utwory piaszczyste formacji Piaski (punkty dok. 7 i 10–12) nosz¹ œlady eolizacji, co wskazuje na przerwy w sedymentacji rzecznej i rzeczno-deluwialnej (GoŸdzik, 2007). Eoliczna dostawa mate- ria³u w obrêb dolin by³a du¿a, o czym œwiadczy znaczna mi¹¿szoœæ osadów (GoŸdzik, 2007). Przerwy w sedymentacji tych utworów potwierdzaj¹ tak¿e rejestrowane pseudomorfozy po klinach lodowych (Krzyszkowski, 1998). Wyniki badañ metod¹ 14C osadów organicznych z formacji Piaski, pobranych w punktach dokumenta- cyjnych 10 i 12 (odkrywka Szczerców), przedstawiono w tabeli 2.
T a b e l a 2 Wyniki badañ metod¹ 14C osadów organicznych pobranych z formacji Piaski (Pazdur, 2011; Michczyñski, 2012)
14 Wiek kalibrowany G³êbokoœæ Numer Wiek C Próbka (prawdopodobieñstwo 95%) (m) laboratoryjny [lat BP] [lat BP] punkt dokumentacyjny 10 PARCH1 14,8 GdC-476 >45 000 PARCH2 14,2 GdS-1127 47 500 ±3500 PARCH3 5,0 GdS-1128 43 500 ±2000 –44 763 BC punkt dokumentacyjny 12 PARCH4 13,6 GdS-1366 33 090 ±580 39 140–36 530 PARCH5 12,3 GdS-1371 24 080 ±250 29 480–28 370
Podobne badania by³y przeprowadzone w obrêbie utworów piaszczystych formacji Piaski w od- krywce Be³chatów (Manikowska, 1996; GoŸdzik i Zieliñski, 1996; GoŸdzik, 2007). Wyniki prac mog¹ wskazywaæ na okresowo wystêpuj¹ce wiêksze przep³ywy, które prawdopodobnie powodowa³y rozcinanie starszych osadów. Przep³ywy te pojawia³y siê w nieco cieplejszych okresach zlodowacenia Wis³y, dlatego w piaskach znajdowano utwory organiczne. Na istnienie takich cieplejszych okresów wskazuj¹ równie¿ wyniki analizy palinologicznej próbki pobranej z wk³adki osadów zawieraj¹cej orga- nikê (punkt dok. 10) (Wachecka-Kotkowska i in., 2011). Stwierdzono w niej wystêpowanie m.in.: Pinus sylvestris, Betula, Alnus, Picea abies, Carpinus betulus oraz Abies alba. Utwory piaszczyste z doliny Krasówki stwierdzone w punktach dokumentacyjnych 10–12 mo¿na korelowaæ z tzw. MIS 3 (Marine Isotope Satge 3) (59–24 ka BP; Wachecka-Kotkowska i in., 2014) . W rejonie odkrywki Be³chatów akumulacjê osadów w obrêbie górnej czêœci formacji Piaski mo¿na te¿ odnosiæ do MIS 2 (GoŸdzik, 2007). Piaski, piaski i ¿wiry oraz mu³ki, pobrane w rejonie punktów dokumentacyjnych 7 i 10 poddano badaniom mineralogiczno-petrograficznym (Dobosz, 2012). W sk³adzie minera³ów ciê¿kich wystê- puj¹: amfibole (10–46%), granaty (15–36%), pirokseny (8–22%), epidot (2–12%), turmaliny (4–7%) i cyrkony (5–7%). Wœród minera³ów ciê¿kich obecne s¹ te¿ wêglany i glaukonit. We frakcji 1,0–0,5 mm oprócz kwarcu (70–84%) znajduj¹ siê fragmenty ska³ krystalicznych i wapieni paleozoicz-
48 nych, piaskowców, krzemieni oraz skaleni. Ziarna kwarcu s¹ kanciaste (3–26%), czêœciowo obtoczo- ne, b³yszcz¹ce (14–28%), matowe (20–27%) oraz zmatowione – okr¹g³e i poœrednie (18–27%). Cechy te wskazuj¹ na pochodzenie piasków z rozmywania osadów lodowcowych, krótki transport na miej- sce depozycji, zmienn¹ energiê œrodowiska sedymentacji oraz akumulacjê w warunkach perygla- cjalnych. Piaski rzeczne tarasów nadzalewowych 3,0–6,0 m n.p. rzeki o r a z p i a s k i r z e c z n e t a r a s ó w n a d z a l e w o w y c h 2 , 0 – 3 , 0 m n . p . r z e k i wyró¿niono w dolinie Widawki. Przewa¿aj¹ piaski œrednioziarniste z pojedynczymi ¿wirami, miejscami zaob- serwowano piaski drobno- i ró¿noziarniste, be¿owoszare. W obrêbie tarasów nadzalewowych odnotowano linijne œlady przep³ywu wód roztokowych – np. w rejonie Puszczy Chabielskiej. Miejscami wystêpuj¹ obni¿enia, mniej lub bardziej rozleg³e, o ró¿nej genezie, np. deflacyjnej i termokrasowej (po wytopieniu lodu gruntowego). Mi¹¿szoœæ omawianej serii piaszczystej wynosi od kilku do kilkunastu metrów.
b. Czwartorzêd nierozdzielony
Do wydzieleñ czwartorzêdu nierozdzielonego zaliczono utwory powsta³e na prze³omie plejsto- cenu i holocenu w wyniku wietrzenia fizycznego (w strefie peryglacjalnej), deluwialne, eoliczne oraz akumulacji jeziornej w zbiornikach bezodp³ywowych. Ze wzglêdu na czytelnoœæ mapy geologicznej pominiêto wyró¿nione przez Sarnack¹ (1970, 1971) piaski i piaski gliniaste peryglacjalne. Piaski py³owate zwietrzelinowe powsta³y w wyniku fizycznego wietrzenia stropowych partii glin zwa³owych (eluwia). Mog³y siê one tworzyæ w czasie gdy teren badañ znaj- dowa³ siê w zasiêgu strefy peryglacjalnej na dalekim przedpolu l¹dolodu (zasiêg wietrzenia by³ wów- czas wiêkszy ni¿ w czasie holocenu). Litologicznie omawiane osady s¹ to piaski py³owate i py³y piaszczyste, bezstrukturalne, szaro-popielato-be¿owe. Pokrywy zwietrzelinowe glin zwa³owych rozpo- znano w okolicach Grobli, Piekar oraz Trzcinicy. Podobne utwory opisa³ ju¿ Dylik (1952), który uzna³ je za autochtoniczne. P i a s k i i g l i n y d e l u w i a l n e wype³niaj¹ suche dolinki denudacyjne oraz przewa¿nie nie- wielkie zag³êbienia powierzchni terenu. Ich mi¹¿szoœæ rzadko przekracza 2,0 m, wiêksza jest w obrêbie dolinek denudacyjnych. Litologicznie s¹ to g³ównie piaski, piaski py³owate, gliny i gliny piaszczyste, powsta³e w wyniku sp³ukiwania przez wody opadowe. Miejscami w tych utworach wystêpuj¹ te¿ wk³adki humusu. W okolicach Kolonii Bêdkowa, Krysiaków Broszêckich i Leœnej Niwy utwory deluwial- ne zajmuj¹ wiêksze powierzchnie i maj¹ wiêksz¹ mi¹¿szoœæ, poniewa¿ miejscami wype³niaj¹ zag³êbienia powytopiskowe. Wystêpuj¹ce w nich piaski i piaski py³owate mog¹ byæ te¿ czêœciowo zeolizowane. P i a s k i e o l i c z n e oraz p i a s k i e o l i c z n e w w y d m a c h tworz¹ doœæ zwarte i czytelne w krajobrazie pokrywy oraz formy. Rozpoznano je g³ównie w pó³nocnej i centralnej czêœci obszaru
49 arkusza (Sarnacka, 1970, 1971). Dziêki dok³adniejszym mapom topograficznym bardziej szczegó³owo przedstawiono przebieg g³ównych wydm. Wiêksze wydmy s¹ znane z okolic: Andrzejowa, Bêdkowa, Bogumi³owa, Chmielowa, Krysiaków Broszêckich, Paw³owa, Smug, Stanis³awowa, Szczercowa i Trz¹su. Towarzysz¹ im mniejsze lub wiêksze powierzchniowo równiny piasków przewianych. Wysokoœæ wydm dochodzi do kilkunastu metrów. G³ównymi osadami tworz¹cymi te formy s¹ piaski œrednio- i drobnoziarniste, rzadziej piaski gruboziarniste. Osady eoliczne zaczê³y tworzyæ siê w póŸnym okresie zlodowacenia Wis³y (postglacjale). G³ówne fazy wydmotwórcze mia³y miejsce przed holocenem. W holocenie mog³o okresowo dochodziæ do kolejnego przewiewania piasków. Œlady takiego przewiewa- nia zaobserwowano w pobli¿u Krysiaków Broszêckich, gdzie piaski eoliczne zasypa³y niewielkie drzewa, które by³y ju¿ czêœciowo nadpalone. P i a s k i , m u ³ k i i g l i n y s t o ¿ k ó w n a p ³ y w o w y c h s¹ zwi¹zane zarówno z dzia³alno- œci¹ wód rzecznych, jak równie¿ wód okresowych, sporadycznie p³yn¹cych dolinkami denudacyjnymi (okolice: Bo¿ydaru, Eligowa, Osin, Rz¹œni i Wyrwasu). Sto¿ki nap³ywowe powstaj¹ u wylotu dolinek, w miejscach zmiany spadku ich profilu pod³u¿nego. Pod wzglêdem litologicznym dominuj¹ piaski i mu³ki, miejscami wystêpuj¹ te¿ gliny. Obecnoœæ g y t i i potwierdzaj¹ wyniki badañ Krajewskiego (1960). S¹ to g³ównie gytie wa- pienne o maksymalnej mi¹¿szoœci 1,6 m. O ich obecnoœci wspomina³ tak¿e Ga³¹zka (1955), wymieniaj¹c gytie wapienne i grubodetrytusowe, miejscami zapiaszczone. Omawiane osady wystêpuj¹ w rejonie torfowiska Podklucze. Powsta³y w zbiornikach wodnych w zag³êbieniach deflacyjnychi termokrasowych, które nastêpnie zosta³y wype³nione torfami.
c . H o l o c e n
Piaski humusowe i mu³ki, miejscami namu³y, zag³êbieñ bezod p ³ y w o - w y c h i o k r e s o w o p r z e p ³ y w o w y c h. Utwory opisane w tym wydzieleniu, g³ównie piaski œrednio- i drobnoziarniste, mu³ki piaszczyste i mu³ki, wystêpuj¹ w obrêbie ró¿norodnych zag³êbieñ (niewielkich nieckach deflacyjnych, starych korytach, obni¿eniach powierzchni terenu, itp.), w miejscach, w których przep³yw wód pojawia siê sporadycznie. Rozpoznano je w okolicach: Andrzejowa, Bednarzy, Kurzny, Maliñca, Osin, Puszczy Chabielskiej, Smug, Skoczylasów i Studzienicy. W pobli¿u Bogumi³owa, po zmineralizowaniu torfów (w wyniku obni¿enia poziomu wód gruntowych zwi¹zanego z odwadnianiem ko- palni wêgla brunatnego), nast¹pi³o ich wywianie i ods³oniêcie utworów podœcielaj¹cych, które zinterpreto- wano jako piaski humusowe. Miejscami w piaskach tych mog¹ wystêpowaæ wk³adki torfiaste. P i a s k i i m u ³ k i r z e c z n o - d e l u w i a l n e wydzielono w obrêbie mniejszych dolinek okresowo przep³ywowych. Dotyczy to g³ównie miejsc powi¹zanych z dolinami Krasówki, Krasowej oraz Niecieczy (okolice Bêdkowa, Chabielic-Kolonii, Chmielowca, Gaw³owa, Kamienia, Kodrania, Lesisk, Maliñca, Otoku, Puszczy Chabielskiej, Rekli, Rych³owca, Stanis³awka, Stró¿y, Studzienicy,
50 Sulmierzyc i Zielêcina). Na mapie geologicznej utwory tego wydzielenia zaznaczono tak¿e w miej- scach, w których zachowa³y siê œlady przep³ywów wczesnoholoceñskich wód, czasowo odnawianych. S¹ to g³ównie piaski œrednio- i drobnoziarniste, mu³ki piaszczyste, szare, brunatnoszare, miejscami mog¹ wystêpo- waæ w nich wk³adki torfiaste. Ich mi¹¿szoœæ wynosi oko³o 2 m. Piaski, piaski i ¿wiry oraz mu³ki (mady) rzeczne tarasów zal e w o - w y c h 0 , 5 – 1 , 5 m n . p . r z e k i. Utwory te s¹ najlepiej wykszta³cone w dolinach Widawki, Kra- sówki, Krasowej i Niecieczy. S¹ to piaski ró¿noziarniste, z przewag¹ œrednioziarnistych, miejscami z humusem i namu³ami piaszczystymi, gdzieniegdzie z pojedynczymi ¿wirami (Sarnacka, 1970). Mi¹¿szoœæ omawianej serii nie przekracza kilku metrów. Tarasy zalewowe najlepiej rozwiniête s¹ w dolinie Widawki. Zaznaczaj¹ siê na nich starorzecza, podciêcia erozyjne wy¿szych poziomów oraz krête koryto Widawki. W dolinach Krasówki, Krasowej i Niecieczy poziom holoceñski jest rozleg³y i wyrównany, brakuje tu te¿ czytelnych granic z wy¿szymi poziomami. Wynika to z faktu, ¿e rzeki te p³yn¹ przewa¿nie w obrêbie przekszta³conych rynien subglacjalnych, wytopisk lub innych obni¿eñ powsta³ych jeszcze w czasie zlodowacenia Warty, które s¹ ju¿ póŸniej tylko przekszta³cane, g³ównie zasypywane. Miejscami w dnach dolin, czêœciej podmok³ych, odnotowano wystêpowanie rud darnio- wych (okolice Józefiny, ¯abczanki i ¯aru w dolinie Widawki oraz Sówek w dolinie Niecieczy). To r f y i n a m u ³ y t o r f i a s t e zajmuj¹ zag³êbienia bezodp³ywowe i obni¿enia den dolin- nych. Utwory organiczne powsta³y w obni¿eniach o ró¿nej genezie (np. w starorzeczach, nieckach deflacyjnych, zanikaj¹cych misach pojeziornych), w miejscach, w których p³ytko wystêpowa³ poziom wód gruntowych. Z obserwacji terenowych przeprowadzonych m.in. w rejonie Koœcielizny–Bêdkowa i Bogumi³owa, wynika, ¿e wraz z obni¿eniem poziomu tych wód, wynikaj¹cym z odwadniania odkry- wek Szczerców i Be³chatów, nastêpuje doœæ szybkie wietrzenie i mineralizacja utworów organoge- nicznych (proces murszenia), w konsekwencji których dochodzi do ich niszczenia. W torfowisku niskim po³o¿onym na wschód od miejscowoœci Podklucze (uroczysko Przyrê- biec) rozpoznano torfy trzcinowe i mszyste (Ga³¹zka, 1955). Torfy wystêpuj¹ na gytiach, a ich mi¹¿szoœæ dochodzi do 4,2 m. Na podstawie wyników innych badañ wykazano, ¿e s¹ to torfy drzewne i drzewno-trzcinowe (Krajewski, 1960). W rejonie przysió³ka Sadulaki torfy osi¹gaj¹ miejscami mi¹¿szoœæ 3,2 m (Krajewski, 1960) i równie¿ le¿¹ na gytiach. W wiêkszoœci przypadków torfy i namu³y torfiaste przykrywaj¹ piaski o ró¿nej genezie. W torfach rejestrowano fragmenty drewna (ga³êzie, pnie) i trzciny. W brze¿nych partiach torfowisk w wyniku wiêkszej dostawy czêœci mineralnych (namywanie) tworz¹ siê namu³y torfiaste i torfiasto-organiczne.
51 B. TEKTONIKA I RZEBA POD£O¯A CZWARTORZÊDU
Na omawianym obszarze wystêpuj¹ utwory wchodz¹ce w sk³ad paleozoicznego i permo-mezo- zoicznego piêtra strukturalnego, nale¿¹cego do pó³nocno-wschodniego fragmentu platformy paleo- zoicznej (Znosko, red., 1998), platformy zachodnioeuropejskiej (¯elaŸniewicz i in., 2011) oraz pokrywy kenozoicznej. Teren badañ jest po³o¿ony w obrêbie platformy epiwaryscyjskiej (Soko³owski, 1972) oraz orogenu waryscyjskiego (¯elaŸniewicz i in., 2011). W piêtrze permo-mezozoicznym obszar arkusza znajduje siê na pograniczu monoklin przedsudeckiej i œl¹sko-krakowskiej oraz synklinorium szczeciñsko-miechowskiego (¯elaŸniewicz i in., 2011) z segmentami mogileñsko-³ódzkim i miechowskim. Miêdzy segmentem mogileñsko-³ódzkim a miechowskim wyró¿nia siê fa³dy radomszczañskie (¯ela- Ÿniewicz i in., 2011), na których pó³nocnym brzegu jest usytuowany rów Kleszczowa (Karnkowski, 1980; Gotowa³a, 1994; Kasiñski i Piwocki, 1994; Felisiak, 2001; www.geozagrozenia.agh.edu.pl/neotektonika). Pokrywa utworów kenozoicznych jest oddzielona od starszego pod³o¿a wyraŸn¹ powierzchni¹ dys- kordancji, powsta³¹ na skutek ruchów fazy laramijskiej, która wzmog³a wczeœniejsze zjawiska de- formacji i spowodowa³a wycofanie morza kredowego (Soko³owski, 1972). Paleozoiczny cz³on pokrywy platformy epiwaryscyjskiej na terenie badañ reprezentuj¹ ska³y karbonu dolnego. Ich upad wynosi 25–30° (otw. 175 i 176). Utwory te s¹ zlustrowane i wystêpuj¹ w nich szczeliny z wtórnym wype³nieniem (Pernal i Wójcik, 1987). Œwiadczy to o znacznym stopniu ich tektonicznego zaanga¿owania (Po¿aryski, 1972; Deczkowski, 1977; Szynkiewicz, 1994b). Strop tych utworów jest nachylony w kierunku pó³nocno-wschodnim oraz wschodnim (Szynkiewicz, 1994b). Permo-mezozoiczne piêtro strukturalne na obszarze arkusza reprezentuj¹ serie utworów od per- mu do kredy. Utwory czerwonego sp¹gowca maj¹ upady rzêdu 30–70° (otw. 176). Zaburzone na sku- tek procesów halotektoniki i halokinezy, s¹ te¿ serie cechsztynu (Soko³owski, 1972). Wed³ug ró¿nych badaczy utwory mezozoiku tworz¹ nastêpuj¹ce struktury: – synklinê Radomska oraz antykliny D¹browy Rusieckiej i £êkiñska (B³aszkiewicz i in., 1968; Gotowa³a, 1994); – antyklinê D¹browy Rusieckiej–Chabielic (Sarnacka, 1970); – synklinê Rz¹œni oraz antykliny D¹browy Rusieckiej i £êkiñska (Baraniecka i in., 1980); – antyklinê D¹browy Rusieckiej i Szczercowa, synklinê Brudzic, antyklinê £êkiñska (Karn- kowski, 1980); – antyklinê Dêbowca, synklinê Sulmierzyc–Piekar, antyklinê D¹browy Rusieckiej i Sulmierzyc– Lgoty, synklinê Kleszczowa–Brudzic i antyklinê £êkiñska (Szynkiewicz, 1994b). Osie tych struktur maj¹ kierunek NW–SE (Szynkiewicz, 1994b). W okolicach Szczercowa war- stwy utworów albu i cenomanu–turonu maj¹ rozci¹g³oœæ NW–SE, upady rzêdu 3–5° i s¹ skierowane
52 ku pó³nocnemu wschodowi (Ga³¹zka, 1955), a elementy fa³dowe zosta³y potrzaskane licznymi usko- kami o ró¿nej generacji (Sarnacka, 1970). W obrazie tektonicznym pod³o¿a podkenozoicznego obszaru badañ wyró¿nia siê rów Kleszczowa o subrównole¿nikowym przebiegu (fig. 1; Biernat, 1968; B³aszkiewicz i in., 1968; Kasiñski, 2004; Kozula, 2005; Gruszecki, 2007). Powsta³ on w wyniku alpejskich ruchów tektonicznych. Jest to struk- tura o charakterze zapadliskowym, szerokoœci 1,5–3,0 km i d³ugoœci kilkudziesiêciu kilometrów (Gotowa³a i Ha³uszczak, 1999; www.geozagrozenia.agh.edu.pl/neotektonika). Uskoki brze¿ne ogra- niczaj¹ce rów s¹ nachylone pod k¹tem 60–90°. G³ówne kierunki strukturalne zaznaczaj¹ce siê w rejo- nie tego rowu s¹ waryscyjskie – WNW–ESE, laramijskie (wczesnopaleogeñskie) – NW–SE i NE–SW (w pobli¿u wysadu solnego Dêbiny) oraz m³odoalpejskie – W–E (Deczkowski, 1977; Derda i in., 2004; Gruszecki, 2007). Uskoki o kierunku NW–SE maj¹ charakter przesuwczy (Gotowa³a i Ha³uszczak, 1999). Obraz strukturalny jest efektem usytuowania rowu Kleszczowa w strefie paleozoicznego progu strukturalnego, w rejonie którego krzy¿uj¹ siê: roz³am œwiêtokrzyski (WNW–ESE), uskok Brzeg–Kluczbork–Be³chatów (SW–NE, WSW–ENE) oraz lineament Poznañ–Kalisz–Rzeszów (NW–SE) (Biernat, 1968; Gotowa³a, 1994; Kasiñski i Piwocki, 1994; Gotowa³a i Ha³uszczak, 1999; www.geozagrozenia.agh.edu.pl/neotektonika).
Fig. 1. Szkic tektoniczny pod³o¿a podkenozoicznego z okolic Be³chatowa (www.geozagrozenia.agh.edu.pl/neotektonika)
Ewolucja strukturalna rowu Kleszczowa by³a procesem policyklicznym (Ha³uszczak, 1994b). Pocz¹tki rozwoju tej struktury mog³y mieæ miejsce w póŸnym eocenie–oligocenie (Gotowa³a, 1994). Przyjmuje siê natomiast czêœciej, ¿e rów Kleszczowa powsta³ w póŸnym oligocenie–wczesnym mio- cenie, w wyniku transtensyjnego uaktywnienia zespo³u uskoków pod³o¿a o orientacji WSW–ENE i NW–SE (www.geozagrozenia.agh.edu.pl/neotektonika).
53 Kolejnym etapem rozwoju rowu Kleszczowa by³a subsydencja we wczesnym miocenie (Ha³uszczak, 1994b; Kasiñski i Piwocki, 1994), powsta³a tak¿e seria basenów miêdzyprzesuwczych o przebiegu WSW–ENE (www.geozagrozenia.agh.edu.pl/neotektonika). W miocenie œrodkowym pocz¹tkowo trwa³a subsydencja (Kasiñski i Piwocki, 1994), po której dosz³o do inwersji strukturalnej (Ha³uszczak, 1994b). Na prze³omie sarmatu i panonu nast¹pi³o reaktywowanie w re¿imie ekstensyj- nym uskoków normalnych o kierunku NE–SW (www.geozagrozenia.agh.edu.pl/neotektonika). Rozpocz¹³ siê wtedy etap zasypywania rowu, trwaj¹cy a¿ do zlodowaceñ po³udniowopolskich (Ha³uszczak, 1994b). Kolejny etap rozwoju przypad³ na póŸny pliocen–plejstocen œrodkowy, kiedy nast¹pi³y ruchy prawoprzesuwcze wzd³u¿ inwersyjnych uskoków NW–SE w re¿imie transpresyjnym. WyraŸne nasi- lenie ruchów zaznaczy³o siê u schy³ku zlodowaceñ po³udniowopolskich, prowadz¹c do utworzenia nowej generacji uskoków (NW–SE) oraz sfa³dowania utworów kenozoicznych (www.geozagrozenia. agh.edu.pl/neotektonika). Prawdopodobnie powsta³o wówczas nasuniêcie Folwarku (nasuniêcie ku pó³nocnemu wschodowi o orientacji NW–SE). Etap ten zakoñczy³ siê przed zlodowaceniem Warty. Okres od koñca zlodowaceñ po³udniowopolskich do zlodowacenia Odry traktuje siê jako kolejny etap subsy- dencji rowu, po której nast¹pi³o jego zasypywanie, trwaj¹ce a¿ do czasów wspó³czesnych (Ha³uszczak, 1994b). Obecnie rozwój rowu Kleszczowa wi¹¿e siê z uaktywnieniem czêœci uskoków w zwi¹zku z eks- ploatacj¹ górnicz¹ oraz wskutek wstrz¹sów sejsmicznych o epicentrach uk³adaj¹cych siê równolegle do strefy uskokowej Kleszczów–Kodr¹b. Mechanizm ogniska tych wstrz¹sów jest zwi¹zany z kinematyk¹ zrzutowo-przesuwcz¹ (www.geozagrozenia.agh.edu.pl/neotektonika). Dominuj¹cym elementem strukturalnym rowu Kleszczowa s¹: po³udniowy uskok g³ówny (PUG) (Felisiak i Szewczyk, 1994; Felisiak, 2001; Kozula, 2005), po³udniowy uskok brze¿ny nr 1 i to- warzysz¹cy mu uskok nr 1a (Gruszecki, 2007). Amplituda zrzutu PUG jest zmienna i waha siê w gra- nicach oko³o 30–270 m (Kozula, 2005) lub oko³o 200–280 m (Gruszecki, 2007). W rejonie wysadu solnego Dêbiny wystêpuje uskok dope³niaj¹cy do PUG z powierzchni¹ uskokow¹ skierowan¹ na po³udnie. W s¹siedztwie PUG zarejestrowano strefê brekcji tektonicznych (Felisiak, 2001). PUG powsta³ we wczesnym paleogenie, wraz z podnoszeniem rygla Radomska i obni¿eniem obszaru niecki ³ódzkiej (Felisiak i Szewczyk, 1994). Pó³nocn¹ czêœæ rowu Kleszczowa ogranicza tzw. uskok pó³nocny z amplitud¹ zrzutu oko³o 50–80 m (Kozula, 2005). Uskok ten jest wyraŸniejszy w zachod- niej czêœci pola Szczerców, a w czêœci wschodniej seria utworów paleogeñsko-neogeñskich zalega monoklinalnie na powierzchni osadów mezozoicznych zapadaj¹cej w kierunku po³udniowym (Kozu- la, 2005). Na polu Be³chatów wyró¿nia siê pó³nocny uskok brze¿ny nr 3 o amplitudzie zrzutu oko³o 100 m (Gruszecki, 2007). Charakterystyczny jest tu tak¿e uskok nr 2 ograniczaj¹cy rów II rzêdu o zrzucie oko³o 80–130 m. W centralnej czêœci rowu Kleszczowa wystêpuje wysad solny Dêbiny rozdzielaj¹cy pole Be³chatów od pola Szczerców (Ha³uszczak, 2004; Kozula, 2005; Gruszecki, 2007). Jest on wy-
54 piêtrzony o oko³o 350–450 m wzglêdem dna rowu Kleszczowa i oko³o 60–100 m wzglêdem jego skrzyde³ (Ha³uszczak, 2004). W przekroju pionowym ma on kszta³t pnia, w którym œciany pó³nocna, pó³nocno-wschodnia i zachodnia, s¹ nachylone pod k¹tem 70–85°, a z kolei œciany po³udniowa i po³udniowo-zachodnia zapadaj¹ ³agodniej (Felisiak i Szewczyk, 1994). Na strukturê wysadu sk³adaj¹ siê: cia³o solne, czapa anhydrytowo-gipsowa (œr. mi¹¿szoœæ ok. 20–70 m, a max. ok. 120 m) i utwory brekcji ska³ cechsztyñsko-jurajsko-kredowo-neogeñskich (Szewczyk, 1999; Ha³uszczak, 2004; Gru- szecki, 2007). Na podstawie profili otworów 131, 133 i 134 (Sarnacka, 1970) oraz otworów 121 i 129 potwier- dzono wystêpowanie druzgotu tektonicznego. Wystêpuj¹ce ni¿ej w profilu gipsy i anhydryty nosz¹ cechy zmetamorfizowania, s¹ zaburzone, a ich upad wynosi do 70°. Brekcje powsta³y na skutek strza- skania ska³ w zwi¹zku z przebijaniem siê struktury solnej (Felisiak i Szewczyk, 1994). Wysad solny Dêbiny ma w planie kszta³t elipsy (0,5×0,8 km) o kierunku pó³nocno-po³udniowym d³u¿szej osi (Szewczyk, 1999). Powierzchnia soli na g³êbokoœci oko³o 200 m ma kszta³t elipsy o d³ugoœci osi krótszej (W–E) 290,0 m i d³u¿szej (N–S) 520,0 m (Gruszecki, 2007). Kulminacja cia³a solnego jest przesuniêta ku wschodowi w stosunku do œrodka formy (Felisiak i Szewczyk, 1994; Szewczyk, 1999). Deformacje tektoniczne zwi¹zane z wysadem s¹ bardziej intensywne w rejonie pola Szczerców ni¿ pola Be³chatów, co mo¿e sugerowaæ jego przechylenie w kierunku zachodnim (Kozula, 2005). Na wschód od wysadu solnego Dêbiny wystêpuje dodatkowa kulminacja solna o kszta³cie wa³u, która w kierunku wschodnim powoduje zaburzenia nastêpstwa warstw (Derda i in., 2004). Mo¿e byæ te¿ od- powiedzialna za zsuwanie utworów jurajskich na ska³y kredowe w strefie rowu Kleszczowa. Od po³udnia jest ona blokowana przez PUG. W obrêbie fragmentu odkrywki Be³chatów po³o¿onego na obszarze badañ, w trzech otworach, których nie zaznaczono na mapie geologicznej, z uwagi na ich po³o¿enie w wyrobisku, odnotowano wapienie mezozoiczne na utworach neogenu. Obserwowany w rejonie wysadu solnego Dêbiny na powierzchni podkenozoicznej charaktery- styczny system radialnych i koncentrycznych struktur nieci¹g³ych, powsta³ prawdopodobnie w pierw- szych etapach rozwoju wysadu, gdy przewa¿a³ nacisk mas solnych o punktowym charakterze (Felisiak i Szewczyk, 1994). Rozwój wysadu solnego Dêbiny, rozpoczêty prawdopodobnie w triasie górnym (Senkowiczowa i Szyperko-Œliwczyñska, 1972), nie zakoñczy³ siê w kredzie górnej wraz z ruchami fazy laramijskiej, lecz z ró¿nym nasileniem trwa³ w paleogenie i neogenie oraz czwartorzêdzie (Soko³owski, 1972; Ha³uszczak, 2004). Mo¿e o tym œwiadczyæ obecnoœæ serii utworów cechsztynu na powierzchni podczwartorzêdowej (okolice otw. 132), jak równie¿ wypiêtrzenie utworów neogeñskich i plejstoceñskich, które le¿¹ na tym wysadzie (Ha³uszczak, 2004). W pocz¹tkowym okresie powstawania i wype³niania rowu Kleszczowa wysad solny znajdowa³ siê jeszcze g³êboko i nie wp³ywa³ na jego rozwój (Ha³uszczak,
55 2004). Pierwsze umiarkowane ruchy soli mog³y nast¹piæ we wczesnym miocenie, natomiast do prze- bicia wysadu dosz³o w póŸnym miocenie (Felisiak i Szewczyk, 1994). W kenozoiku ruch soli by³ sko- kowy – najwiêkszy w miocenie œrodkowym i plejstocenie (od interglacja³u ferdynandowskiego do zlodowacenia Odry) (Ha³uszczak, 2004). Wyniki najnowszych badañ wskazuj¹, ¿e ruchy soli nadal siê odbywaj¹ i s¹ tak¿e zwi¹zane z pracami górniczymi (£ój, 2007). Struktura opisywana obecnie jako wysad solny Dêbiny pocz¹tkowo by³a interpretowana ina- czej. Wed³ug Biernata (1968) wysokie wystêpowanie gipsów i anhydrytów by³o efektem wyciœniêcia gipsów kajprowych (a nie cechsztyñskich) wzd³u¿ szczelin tektonicznych. Struktury antyklinalne mezozoiku znane z terenu badañ (np. antyklina £êkiñska) mog¹ byæ genetycznie zwi¹zane z tektonik¹ soln¹ (Soko³owski, 1972; Morawska, 1986). W obrêbie utworów jury i kredy zarejestrowano zredukowane mi¹¿szoœci poszczególnych poziomów i tzw. struktury twar- dego dna (Felisiak i Szewczyk, 1994). Utwory pokrywy kenozoicznej w rejonie wysadu solnego Dêbiny oraz rowu Kleszczowa rów- nie¿ odzwierciedlaj¹ wp³yw linii dyslokacyjnych istniej¹cych ju¿ w paleozoiku i mezozoiku (Soko³owski, 1972). Ska³y paleogenu i neogenu w rejonie wysadu s¹ zaburzone tektonicznie i maj¹ zwiêkszon¹ mi¹¿szoœæ (otw. 112–114, 121 i 123). Potwierdzaj¹ to tak¿e obserwacje œciany zachodniej odkrywki Be³chatów z punktu widokowego w ¯³obnicy, sk¹d jest widoczne wyniesienie wêgla bru- natnego w postaci koncentrycznych pierœcieni. Król i inni (2007) oraz Wieczorek i inni (2015) potwierdzili wystêpowanie utworów czwartorzê- dowych w odkrywce Szczerców w obrêbie dwóch piêter strukturalnych – dolnego i górnego. Piêtro be³chatowskie dolne (Krzyszkowski, 1992) jest zaburzone glacitektonicznie (Król i in., 2007). W odkrywce Be³chatów w utworach pliocenu i starszego czwartorzêdu zaobserwowano dajki klastyczne (Ha³uszczak, 1994a). Rozwinê³y siê one wzd³u¿ systemu spêkañ tensyjnych o orientacji NW–SE, a przyczyn¹ ich powstawania by³y naprê¿enia rozci¹gaj¹ce, rozwijaj¹ce siê w zewnêtrznych czêœciach fa³dowanych warstw pod³o¿a kenozoicznego. Obserwowany zasiêg pionowy tych struktur wynosi³ oko³o 60–80 m. Dajki zanika³y na kontakcie z podœcielaj¹cymi je zawêglonymi utworami mio- cenu œrodkowego. Oprócz dajek prostych, utworzonych w wyniku ci¹g³ego, jednoetapowego rozwo- ju, wystêpuj¹ dajki pakietowe powsta³e w wyniku wielokrotnego rozwierania i zape³niania szczelin. Wed³ug Ha³uszczaka (1994a) obecnoœæ materia³u czwartorzêdowego w dajkach by³a dowodem na ich czwartorzêdowy wiek, a otwieranie tych struktur nast¹pi³o jeszcze przed powstaniem serii glacjalnej zlodowacenia Nidy. Krzyszkowski (1992) oraz Allen i Krzyszkowski (2008) przyjêli, ¿e osady górnego piêtra struk- turalnego s¹ niezaburzone, jednak Czubla (1994) w odkrywce Be³chatów zaobserwowa³ zaburzenia glacitektoniczne w osadach zlodowacenia Warty. S¹ to tzw. struktury p³omieniowe, których rozmiesz-
56 czenie nawi¹zywa³o do przebiegu struktur tektonicznych pod³o¿a mezozoicznego. Bruj i Krysiak (2009) oraz GoŸdzik i Krysiak (2009) równie¿ wskazali na zaburzenia osadów towarzysz¹ce glinom zwa³owym zlodowacenia Warty. Zagadnienie zaburzenia utworów górnego piêtra strukturalnego wymaga zatem dalszych badañ i ponownego przedstawienia koncepcji podzia³u tektonicznego utworów czwartorzêdu. O tym, ¿e nasuwaj¹ce siê l¹dolody mia³y wp³yw na pod³o¿e, w tym tak¿e poza rowem Kleszczowa, œwiadcz¹ kry ska³ paleogeñskich, neogeñskich i prawdopodobnie plejstoceñskich, tkwi¹ce w glinach zwa³owych. Aby okreœliæ jakiego typu s¹ to zaburzenia, nale¿a³oby jednak przeprowadziæ badania geofizyczne prostopadle do g³ównych linii powierzchni terenu i struktur pod³o¿a kenozoicznego. Przez analogiê z innymi obszarami Polski mo¿na przypuszczaæ, ¿e najczêœciej bêd¹ to kry, ³uski i porwaki glacitektoniczne (Ber i Krzyszkowski, red., 2004; Ber, red., 2006). Szkic geologiczny odkryty (tabl. II) wykonano na podstawie analizy profili archiwalnych oraz danych literaturowych (np. Kurdziel, 1964, 1966; B³aszkiewicz i in., 1968; Olczak i in., 1977; Sarnac- ka, 1970; Osika i in., 1972; ¯ygar i in., 1977; Gradys i Parecka, 1997; Szewczyk, 1999; Dadlez i in., 2000; Derda i in., 2004; Ha³uszczak, 2004; Kozula, 2005; Gruszecki, 2007). Na powierzchni podczwartorzêdowej ods³aniaj¹ siê utwory paleogenu i neogenu (kompleksy ilasto-piaszczysty, ilasto-wêglowy, wêglowy i podwêglowy oraz zwietrzeliny), kredy górnej (ceno- manu–santonu) i kredy dolnej (albu), jury górnej (oksfordu–kimerydu) oraz permu górnego (cechsztynu). Ponadto nad wysadem solnym Dêbiny ods³aniaj¹ siê brekcje tektoniczne powsta³e w neogenie–czwar- torzêdzie. Pierwotna powierzchnia podczwartorzêdowa zosta³a przekszta³cona w obrêbie odkrywek Be³chatów i Szczerców w wyniku eksploatacji wêgla brunatnego. W czêœci rowu Kleszczowa po³o¿onego na zachód od wysadu solnego Dêbiny wystêpuj¹ trzy strefy g³êbokich rozciêæ, w których odnotowano wiêksze mi¹¿szoœci osadów czwartorzêdu (Kozula, 2005). W pó³nocno-wschodniej i po³udniowo-wschodniej czêœci pola Szczerców s¹ to strefy rozciêæ o rozci¹g³oœci NW–SW (do 52,7 m n.p.m.), a w pó³nocnej czêœci – strefa o rozci¹g³oœci W–E (obecnie powierzchnia stropowa neogenu zosta³a tu zniszczona przez eksploatacjê wêgla brunatnego). W czêœci rowu po³o¿onej w rejonie Skoczylasów oraz Rz¹œni–Rychlowca strop ska³ paleogenu i neogenu obni¿a siê do wysokoœci 113,8 i 91,5 m n.p.m. Poza rowem Kleszczowa w okolicach Kolonii Dêbiny–Janówki oraz Bogumi³owa–Karolowa zarejestrowano obni¿enie stropu ska³ mezozoiku (wys. 1,6–5,9 m p.p.m.). W pobli¿u Szczercowa strop utworów mezozoiku schodzi poni¿ej wysokoœci 80,0 m n.p.m., a do podobnej rzêdnej obni¿a siê te¿ strop utworów neogenu w okolicach Broszêcina i Kodrania. Miêdzy obni¿eniami w ukszta³towaniu powierzchni podczwartorzêdowej odnotowano szereg stref wyniesionych. W okolicach Dêbiny utwory kompleksu wêglowego zosta³y wyniesione do wyso- koœci 193,6 m n.p.m. W pobli¿u Gliny i Obrowa strop utworów kimerydu wystêpuje do wysokoœci
57 180,0 m n.p.m. W okolicach Bia³ej i Gaw³owa ska³y jury górnej wznosz¹ siê do wysokoœci 202,0 m n.p.m. W rejonie Piekar strop kompleksu ilasto-piaszczystego dochodzi prawdopodobnie do rzêdnej oko³o 240 m n.p.m., a na po³udniowy wschód od Sulmierzyc – do oko³o 200 m n.p.m. Wysokoœæ po³o¿enia stropu powierzchni podczwartorzêdowej najczêœciej zmienia siê w granicach 90,0–130,0 m n.p.m., a jej ukszta³towanie jest wynikiem dzia³ania wielu procesów. W plejstocenie dol- nym, w okresie zlodowaceñ najstarszych i interglacjale augustowskim pod³o¿e czwartorzêdu by³o rozci- nane przez cieki i nadbudowywane ich osadami. W czasie zlodowaceñ po³udniowopolskich zosta³o przekszta³cone w wyniku egzaracji (erozji glacjalnej) i erozji wód subglacjalnych oraz nacisku l¹dolo- dów. W okresie zlodowaceñ œrodkowopolskich procesy glacitektoniczne mia³y mniejszy zasiêg. Biernat (1968) zwróci³ uwagê na wp³yw zjawisk krasowych na kszta³towanie rzeŸby pod³o¿a kenozoiku. Najbardziej podatne na procesy krasowe s¹ wapienie kompleksu oksfordzko-kimerydz- kiego. W okolicach D¹browy Rusieckiej–Kolonii Broszêcin wystêpuje wed³ug Biernata (1968) wyd³u¿one zapadlisko krasowe, kszta³tem przypominaj¹ce rów tektoniczny. Na szkicu geologicznym odkrytym (tabl. II) forma ta nie zosta³a wyodrêbniona, poniewa¿ znajduje siê pod przykryciem utwo- rów neogenu. Analizuj¹c ukszta³towanie wspó³czesnej powierzchni terenu i porównuj¹c je z rzeŸb¹ pod³o¿a czwartorzêdu, jak równie¿ z przebiegiem stref uskokowych, mo¿na dostrzec zarówno pewne zbie¿noœci, jak i brak zwi¹zków miêdzy tymi elementami. Na przyk³ad, przebieg rowu Kleszczowa ma kierunek W–E, a wiele wspó³czesnych dolin rzecznych ma przebieg NW–SE lub NE–SW, a wiêc poprzeczny w stosunku do niego. Kratowy uk³ad sieci rzecznej jest z pewnoœci¹, przynajmniej w czêœci, pochodn¹ spêkañ l¹dolodu w jego brze¿nej strefie, zwi¹zanej z zasiêgiem l¹dolodu zlodowacenia Warty. Przebieg czêœci dolin (rynien subglacjalnych czy zag³êbieñ wytopiskowych) wykazuje zbie¿noœæ z przebiegiem linii usko- kowych. Rozwojowi tego typu form sprzyja³a byæ mo¿e wiêksza dostawa ciep³a geotermalnego wzd³u¿ stref tektonicznych. Wp³yw starszego pod³o¿a zaznacza siê wyraŸnie w rejonie wysadu solnego Dêbina, gdzie dolina Krasówki jest blokowana i zmienia bieg na równole¿nikowy. Dopiero po ominiêciu strefy wysadu, dolina ta uzyskuje ponownie przebieg NW–SE. Wiêkszoœæ form pozytywnych z okresu zlodowacenia Warty w przestrzennym rozmieszczeniu nie wykazuje zwi¹zku z pod³o¿em. Wyj¹tek stanowi kem z rejonu wysadu solnego Dêbiny, choæ jest on przesuniêty ku po³udniowi. W strefach wyniesieñ pod³o¿a czwartorzêdu mo¿na zaobserwowaæ (przekrój geol. A–B) zredu- kowane mi¹¿szoœci osadów neogenu i czwartorzêdu. Stosunkowo p³ytkie po³o¿enie stropu utworów mezozoiku, jak i jego zmienne zaanga¿owanie tektoniczne, mia³y niew¹tpliwie wp³yw na rozwój pro-
58 cesów glacitektonicznych. Prawdopodobnie wiele uskoków zosta³o reaktywowanych pod wp³ywem nacisku l¹dolodów, powoduj¹cym powstanie nowych stref dysjunktywnych.
C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ
W karbonie dolnym (tab. 3) na obszarze badañ osadza³y siê utwory tzw. facji kulmu (Pernal i Wójcik, 1987). Ich akumulacja mia³a miejsce w zbiorniku morskim na przedpolu formuj¹cego siê orogenu waryscyjskiego. Okresowo brze¿ne partie zbiornika mog³y ulegaæ sp³ycaniu, przez co œrodo- wisko akumulacji zmieni³o siê na paraliczne. Na obszarze arkusza nie wystêpuj¹ utwory karbonu gór- nego. Przypuszczalnie na badanym terenie wystêpowa³y warunki l¹dowe i zachodzi³a denudacja. Na prze³omie karbonu i permu, po zakoñczeniu waryscyjskiego cyklu sedymentacyjno-diastroficznego, rozpoczê³o siê tworzenie pokrywy permo-mezozoicznej (Haisig, 2011c) w formuj¹cym siê zapadlisku przedgórskim. W permie dolnym i œrodkowym (czerwony sp¹gowiec) osadzi³y siê l¹dowe utwory saksonu (Pernal i Wójcik, 1987), czêœciowo w facjach brze¿nych lub limnicznych (Pokorski i Wagner, 1972; Morawska, 1992), co wynika³o z ich akumulacji na sk³onie wyniesionego i denudowanego oro- genu waryscyjskiego (Haisig, 2011c). Na prze³omie czerwonego sp¹gowca dolnego (permu dolnego) i górnego (permu œrodkowego) zaznaczy³y siê ruchy saalskie, które odnowi³y rzeŸbê speneplenizowa- nego l¹du (Pokorski i Wagner, 1972). Z pocz¹tkiem permu górnego (cechsztynu) nast¹pi³a transgresja morska, która objê³a wiêksz¹ czêœæ œrodkowej Polski (Morawska, 1992). Z tego okresu pochodz¹ ewaporaty i utwory wêglanowe cyklotemów PZ1, PZ2, PZ3 i PZ4, powsta³e w brze¿nych strefach morza epikontynentalnego (Morawska, 1992), do którego okresowo nap³ywa³y wody oceaniczne i który jednoczeœnie stopniowo traci³ swoje po³¹czenia z otwartym morzem (Pokorski i Wagner, 1972), uzyskuj¹c ostatecznie charakter p³ytkiego zbiornika kontynentalnego z osadami klastyczno-ewaporatowymi (Morawska, 1986). W mezozoiku obszar badañ znajdowa³ siê wielokrotnie w zasiêgu zalewów morskich (Sarnacka, 1970; Pernal i Wójcik, 1987). Profil osadów triasu dolnego rozpoczynaj¹ terygeniczne utwory pstrego piaskowca dolnego, wy¿ej wystêpuj¹ utwory l¹dowe, przybrze¿ne i morskie pstrego piaskowca œrod- kowego (Senkowiczowa i Kopik, 1973; Pernal i Wójcik, 1987; Haisig, 2011c). Prawdopodobnie w pro- filach tych osadów mog¹ wystêpowaæ luki sedymentacyjne. W pstrym piaskowcu górnym (recie) osady by³y akumulowane w zmiennych warunkach œrodowiskowych: od terygenicznych (l¹dowych, przy- brze¿nych, lagunowych) do morskich (facja wêglanowo-siarczanowa w zbiorniku epikontynentalnym o zmieniaj¹cej siê g³êbokoœci dna). W triasie œrodkowym (wapieñ muszlowy) zbiornik morski nieco siê pog³êbi³ (zachowuj¹c generalnie charakter epikontynentalny) i dosz³o do akumulacji utworów wêglanowych z ewaporatami w trzech poziomach – dolnym (wapienie i margle), œrodkowym (anhy- dryty i dolomity) i górnym (wapienie, margle i i³owce). W osadach tych mog¹ wystêpowaæ luki sedy-
59 T a b e l a 3 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA
Stratygrafia
Utwory Procesy geologiczne Piêtro (opis litologiczny) System Oddzia³ Podpiêtro
Torfy i namu³y torfiaste — Q Akumulacja bagienna w zag³êbieniach t h ró¿nej genezy Piaski, piaski i ¿wiry oraz mu³ki (mady) rzeczne tarasów Erozja i akumulacja rzeczna (czêœciowo zalewowych 0,5–1,5 m n.p. rzeki — f Q t p h organiczno-mineralna) Piaski i mu³ki rzeczno-deluwialne — f -d Q pm h Erozja i akumulacja rzeczna i deluwialna H o l o c e n Piaski humusowe i mu³ki, miejscami namu³y, zag³êbieñ bezodp³ywowych i okresowo przep³ywowych — Q Akumulacja mineralno-organiczna ph h Gytie — Q Akumulacja jeziorna gy Piaski, mu³ki i gliny sto¿ków nap³ywowych — s Q pm Akumulacja rzeczna Piaski eoliczne w wydmach — eQ w p Akumulacja eoliczna – formowanie e pokryw piasków eolicznych oraz wydm Piaski eoliczne — Q p
Piaski i gliny deluwialne — d Q Akumulacja osadów ze zmywania/sp³uki- pg wania Piaski py³owate zwietrzelinowe — z Q Wietrzenie, fizyczne w warunkach perygla- ppy cjalnych na przedpolu l¹dolodu Piaski rzeczne tarasów nadzalewowych 2,0–3,0 m n.p. f tII rzeki — Q 4 Erozja i akumulacja (utworów mineral- p p nych, czêœciowo te¿ mineralno-organicz- Piaski rzeczne tarasów nadzalewowych 3,0–6,0 m n.p. nych) rzeczna w zmiennych warunkach kli- matycznych rzeki — f Q tI p p4 Akumulacja (utworów mineralnych, Piaski, piaski py³owate i mu³ki rzeczno-deluwialne czêœciowo te¿ organiczno-mineralnych) i rzeczne — f-d Q rzeczna i rzeczno-deluwialna, miejscami p p4 erozja, w zmiennych warunkach klimaty- cznych
Zlodowacenia pó³nocnopolskie Mu³ki, mu³ki piaszczyste i i³y jeziorne — li Q Akumulacja jeziorna w zag³êbieniach ró¿- m p4 nej genezy Piaski i piaski ze ¿wirami rzeczne — f Q Erozja i akumulacja rzeczna (czêœciowo p p3 4– mineralno-organiczna Interglacja³ eemski Torfy i gytie oraz mu³ki jeziorne — Q Akumulacja jeziorna i bagienna t p3 4– w zag³êbieniach ró¿nej genezy Piaski wodnomorenowe — fgg QW Wytapianie osadów z bry³ martwego lodu – p p3 koniec deglacjacji obszaru Piaski oraz piaski i ¿wiry z mu³kami wodnolodowcowe Akumulacja wodnolodowcowa – formowa- — fg QW pp¿ p3 nie sandru wysoczyznowego i dolinnego
Piaski i mu³ki tarasów kemowych — tk QW Akumulacja wodnolodowcowa, g³ównie pm p3 przy bry³ach martwego lodu Akumulacja wodnolodowcowa i wodnolo- Piaski, mu³ki i ¿wiry kemów — k QW pm p3 dowcowo-limnoglacjalna wœród bry³ mar- twego lodu Piaski i ¿wiry akumulacji szczelinowej — gs QW Akumulacja wodnolodowcowa w szczeli- p¿ p3 nach l¹dolodu – pocz¹tek deglacjacji obszaru Piaski i ¿wiry, miejscami gliny zwa³owe, ozów — o QW Akumulacja wodonolodowcowa i lodowcowa p¿ p3 w tunelach subglacjalnych Piaski i ¿wiry, miejscami g³azy i gliny zwa³owe, moren gc W Akumulacja wodnolodowcowa i lodowcowa Czwartorzêdczo³owych — Q 3 p¿ p przy krawêdzi l¹dolodu g W Zlodowacenie Warty Piaski i ¿wiry lodowcowe — Q p¿ p3 Akumulacja lodowcowa g W Egzaracja i akumulacja lodowcowa – P l e jGliny zwa³owe — s t oQ c e n gzw p3 pokrycie obszaru przez l¹dolód Zlodowacenia œrodkowopolskie Piaski wodnolodowcowe — fg QW Erozja i akumulacja wodnlodowcowa na p p3 przedpolu nasuwaj¹cego siê l¹dolodu Akumulacja w bezodp³ywowych obni¿e- Mu³ki i i³y zastoiskowe — b QW mi p3 niach (zastoiskowa) na przedpolu nasu- waj¹cego siê l¹dolodu
60 c d . t a b e l i 3
Erozja i akumulacja rzeczna Interglacja³ Piaski oraz piaski i ¿wiry rzeczne — f Q L p 3 lubawski p Denudacja obszarów wysoczyznowych
Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg QO p¿ p3 Erozja i akumulacja wodnolodowcowa Gliny zwa³owe — g QO Egzaracja i akumulacja lodowcowa – po- gzw p3 krycie obszaru badañ przez l¹dolód Mu³ki i mu³ki piaszczyste zastoiskowe — b QO Akumulacja w obni¿eniach (zastoiskowa) m p3 na przedpolu nasuwaj¹cego siê l¹dolodu fg O Zlodowacenie Odry Piaski wodnolodowcowe — Erozja i akumulacja wodnolodowcowa na
Zlodowacenia œrodkowopolskie Q p p3 przedpolu nasuwaj¹cego siê l¹dolodu
Interglacja³ Piaski i mu³ki rzeczne — f QZ Erozja i akumulacja rzeczna Zbójna pm p2 3– Denudacja obszarów wysoczyznowych
Obszar badañ poza zasiêgiem l¹dolodu: erozja i akumulacja w dolinach rzecznych, wietrzenie i denudacja obszarów wysoczy- Liwca znowych Zlodowacenie
Torfy i gytie oraz mu³ki jeziorne — QM t p2 3– Akumulacja jeziorna i bagienna
f M Interglacja³ wielki Piaski i mu³ki rzeczne — Q pm p2 3– Erozja i akumulacja rzeczna Interglacja³ mazowiecki
Erozja i akumulacja rzeczna
Sanu 2 Denudacja obszarów wysoczyznowych Zlodowacenie
Erozja i akumulacja rzeczna
Denudacja obszarów wysoczyznowych Interglacja³ ferdynandowski
Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg QS p¿ p2 Erozja i akumulacja wodnolodowcowa
Mu³ki zastoiskowe — b QS Akumulacja w obni¿eniach – m p2 (zastoiskowa) Gliny zwa³owe — g QS Akumulacja lodowcowa – pokrycie gzw p2 obszaru przez l¹dolód
Erozja i akumulacja wodnolodowcowa Piaski wodnolodowcowe — fg S Zlodowacenie Sanu 1 Q p p2 na przedpolu nasuwaj¹cego siê l¹do- lodu Zaburzenia glacitektoniczne Erozja i akumulacja rzeczna P l e j s t o c e n
Denudacja obszarów wysoczyznowych Interglacja³ ma³opolski
Piaski wodnolodowcowe — fg QN p p2 Erozja i akumulacja wodnolodowcowa
Gliny zwa³owe — g QN Erozja i akumulacja lodowcowa – po- gzw p2 krycie obszaru przez l¹dolód Czwartorzêd
Zlodowacenia po³udniowopolskie Akumulacja w obni¿eniach (zasto- I³y i mu³ki zastoiskowe — b QN im p2 iskowa) na przedpolu nasuwaj¹cego siê l¹dolodu
fg N Erozja i akumulacja wodnolodowco-
Zlodowacenie Nidy Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — Q wa na przedpolu nasuwaj¹cego siê p¿ p2
l¹dolodu Zaburzenia glacitektoniczne
Plejstocen dolny– Piaski i mu³ki rzeczne — f Q Teren badañ poza zasiêgiem l¹dolodu, ero- interglacja³ augustowski pm p0 2– zja i akumulacja rzeczna
I³y, mu³ki i piaski oraz gliny zwietrzelinowe i rumosze Egzaracja w czasie zlodowaceñ Nidy, Sa- skalne paleogenu i neogenu jako kry w utworach plejsto- nu 1 i Odry, odspajanie utworów pod³o¿a, ceñskich — Q transport kier i porwaków, Pg+Ng p depozycja w utworach lodowcowych
61 c d . t a b e l i 3
Miocen górny– Brekcje — M–Q3 0 Przebijanie siê wysadu solnego Dêbiny– plejstocen dolny bc p formowanie siê brekcji tektonicznej Neogen– Miocen– czwartorzêd plejstocen Akumulacja utworów kompleksu ilasto- -piaszczystego Piaski, mu³ki i i³y — M –Pl Miocen górny–pliocen pmi 3 Powstanie powierzchni erozyjnej z brukiem Przebicie wysadu solnego do wnêtrza rowu Miocen– pliocen Kleszczowa Reaktywowanie uskoków normalnych Miocen œrodkowy– Mu³ki i i³y, miejscami piaski i wk³adki wêgla brunatnego w rowie Kleszczowa górny — miM 2–3 Akumulacja utworów kompleksu ilasto- -wêglowego
N e o g e n Wêgiel brunatny, miejscami i³y, mu³ki, piaski i wapienie Akumulacja utworów kompleksu wêglowego
M i o c e n Miocen dolny– Pocz¹tkowo subsydencja rowu Kleszczowa, œrodkowy — M wbr 1–2 póŸniej jej zanik
Powstanie g³ównych ram rowu Kleszczowa Oligocen– miocen Tworzenie g³ównych ram rowu Kleszczowa, etap subsydencji rowu Piaski, i³y i mu³ki z wk³adkami wêgla brunatnego Akumulacja utworów kompleksu pod- Paleocen–miocen dolny oraz z glaukonitem — Pc–M wêglowego p 1 Okresowe zalewy morskie (eocen, oligocen) Paleocen– miocen Paleogen–neogen Tworzenie pierwszych ram rowu Kleszczowa Ruchy soli permskich Wietrzenie ska³ mezozoiku w obrêbie ich Gliny zwietrzelinowe i rumosze skalne z krzemieniami — wychodni, tworzenie rumoszy skalnych gr Pg+Ng Denudacja, powstawanie form krasowych
neogen Rozwój po³udniowego uskoku g³ównego Paleogen+
Opoki, margle i gezy, miejscami piaskowce glaukonitowe Ruchy fazy laramijskiej – zanik zbiornika Mastrycht morskiego — omeCrm1 dolny Akumulacja morska Mastrycht
Kampan Opoki i margle —omeCr cp Akumulacja morska Akumulacja morska, wahania poziomu mo- Wapienie, margle i opoki z glaukonitem, fosforytami
K r e d a g ó r n a rza, maksymalny zalew morski i pog³êbienie Cenoman–santon i krzemieniami — wCr c–st zbiornika w okresie turon górny–koniak, w santonie powolna regresja morza
Alb Piaskowce i piaski kwarcowe z glaukonitem — pcCral Akumulacja p³ytkomorska
K r e d a Denudacja M³odokimeryjskie ruchy wynosz¹ce – powstanie l¹du Kreda dolna
M³odokimeryjskie ruchy wznosz¹ce i po- Wo³g wolny zanik morza
Ruchy dna zbiornika morskiego Kimeryd górny
Oksford–kimeryd Akumulacja osadów w warunkach mor- Wapienie, margle, i³owce i wapienie margliste z krzemie- skich, przy okresowo wyp³ycaj¹cym siê niami — J zbiorniku; przerwy w sedymentacji J u r a g ó r n a wmeic o3– km1 Akumulacja morska, przy okresowo wyp³ycaj¹cym siê zbiorniku Oksford górny– kimeryd dolny Wahania poziomu morza (utwory klastyczne i wêglanowe) Piaskowce, i³owce i wapienie z syderytami i krzemieniami Akumulacja morska — J Regres i zalew morski w bajosie górnym pcic 2 Akumulacja morska, p³ytkomorska i bra-
J u r a kiczna Jura œrodkowa Transgresja morska Okresowo niewielkie i p³ytkie zalewy mor- Mu³owce, i³owce i piaskowce z syderytami oraz wk³adka- skie
Jura dolna mi wêgla brunatnego — mcicJ 1 Akumulacja osadów w warunkach l¹do- wych; przerwy w sedymentacji Akumulacja osadów w warunkach Retyk I³owce i mu³owce — icmcTre l¹dowych lub morskich Trias górny
T r i a s Ruchy eokimeryjskie
62 c d . t a b e l i 3
Ruchy eokimeryjskie I³owce, mu³owce, piaskowce oraz gipsy i anhydryty — Kajper T Akumulacja osadów w p³ytkim okresowo icmc k1+3 zanikaj¹cym zbiorniku morskim; okresowa i górny Kajper dolny
Trias górny denudacja
Akumulacja osadów w warunkach mor- Wapieñ muszlowy Wapienie margliste, anhydryty i dolomity — wmeT w skich przy okresowo wyp³ycaj¹cym siê
Trias zbiorniku, przerwy w sedymentacji œrodkowy
Piaskowce, mu³owce, wapienie, dolomity oraz gipsy i an- Akumulacja osadów w zmiennych warun- hydryty — T kach œrodowiskowych: l¹dowych, przy- pcmc p3 brze¿nych i morskich górny (ret) Pstry piaskowiec Pstry piaskowiec Akumulacja osadów w zmiennych warun- kach œrodowiskowych: l¹dowych, Piaskowce, mu³owce i wapienie oolitowe oraz anhydryty przybrze¿nych i morskich T r i a s d o l n y T r I a— s pcmcTp1+2 Przerwy w sedymentacji Akumulacja osadów w warunkach l¹dowych Pstry piaskowiec dolny i œrodkowy Zanik morza Akumulacja ewaporatów i utworów wêgla- nowych w kolejnych cyklotemach: Cechsztyn Sole kamienne, anhydryty, wapienie i dolomity — Na PZ PZ1, PZ2, PZ3 i PZ4, w warunkach zmie- niaj¹cej siê g³êbokoœci i zasolenia morza Transgresja morska – zbiornik epikonty- Perm górny nentalny
Akumulacja osadów w warunkach l¹dowych, czêœciowo w facjach brze¿nych Czerwony sp¹gowiec Piaskowce zlepieñcowate i zlepieñce — P pcz cs1+3 lub limnicznych; ruchy saalskie P e r m Denudacja orogenu waryscyjskiego dolny i górny Czerwony sp¹gowiec Perm dolny+œrodkowy Koñcowe ruchy waryscyjskiego cyklu se- dymentacyjno-diastroficznego
górny Obszar l¹dowy, denudacja Karbon
Akumulacja osadów w geosynklinie wary- I³owce, mu³owce, piaskowce i szarog³azy — icmcC 1 scyjskiej na przedpolu formuj¹cego siê dolny
K a r b o n orogenu Karbon mentacyjne (Pernal i Wójcik, 1987), co mog³oby wskazywaæ na okresowe wyp³ycanie zbiornika. Luki charakterystyczne s¹ zw³aszcza dla poziomu œrodkowego. Pod koniec wapienia muszlowego morze stopniowo ustêpowa³o (Senkowiczowa i Kopik, 1973). W kajprze dolnym i górnym mia³a miejsce sedymentacja w p³ytkim zbiorniku morskim, prawdopodobnie okresowo zanikaj¹cym. Natomiast w retyku powsta³y utwory œrodowisk l¹dowego lub morskiego. Miêdzy kajprem a retykiem mia³y prawdopodobnie miejsce nasilone epejrogeniczne ruchy eokimeryjskie (Senkowiczowa i Szyperko- -Œliwczyñska, 1972; Deczkowski, 1977), które zaznaczy³y siê te¿ pod koniec triasu œrodkowego (Decz- kowski, 1977). Wiadomo te¿, ¿e na obszarze centralnej czêœci Ni¿u Polskiego w triasie górnym trwa³y ruchy soli permskich (Senkowiczowa i Szyperko-Œliwczyñska, 1972). W jurze dolnej w dalszym ci¹gu odbywa³a siê sedymentacja utworów facji l¹dowych, m.in. zbiorników s³odkowodnych, byæ mo¿e z okresowo wkraczaj¹cym p³ytkim morzem lagunowym lub szelfowym (Dadlez, 1973a, b; Haisig, 2011c). Profil utworów jury dolnej na obszarze badañ mo¿e byæ niekompletny. Jurê œrodkow¹
63 rozpoczê³a transgresja morska w aalenie dolnym (Dayczak-Calikowska i Kopik, 1973b). W bajosie dolnym nast¹pi³o poszerzenie zbiornika morskiego, przy czym miejscami móg³ on ulegaæ sp³yceniu, a czêœæ osadów mo¿e mieæ charakter przybrze¿ny (lagunowy, brakiczny?). W bajosie górnym dosz³o do regresji morza. W batonie dolnym pojawi³ siê du¿y zbiornik morski, który osi¹gn¹³ maksymalny zasiêg w batonie górnym. W keloweju poziom morza waha³ siê (Dayczak-Calikowska, 1966; Dayczak-Calikowska i Kopik, 1973b), dlatego powsta³e wówczas osady s¹ przyk³adem przejœcia miêdzy utworami klastycznymi a wêglanowymi. W jurze górnej dominowa³a akumulacja morska. Dno zbiornika morskiego nie by³o stabilne, o czym œwiadczy zmiennoœæ litologiczna osadów i prawdopo- dobne przerwy sedymentacyjne (Sarnacka, 1970; Haisig, 2011c). W oksfordzie trwa³a akumulacja mor- ska (D¹browska, 1973). W kimerydzie dolnym dosz³o do regresji morza, na co wskazuje zmiana facji osadów z wapiennej na marglist¹. Pojawi³y siê tak¿e przerwy sedymentacyjne i zsuwy (Sarnacka, 1970). W kimerydzie górnym nasili³y siê ruchy dna zbiornika (D¹browska, 1973), a w wo³gu (tytonie) morze wycofa³o siê w kierunku pó³nocnym (D¹browska, 1973). Sedymentacjê górnojurajsk¹ zakoñczy³y m³odokimeryjskie ruchy wynosz¹ce, które trwa³y w kredzie dolnej (Haisig, 2011c) i dopro- wadzi³y do powstania obszaru l¹dowego (Felisiak i Szewczyk, 1994). Na terenie badañ hiatus obejmuje okres od wo³gu (w jurze górnej) do aptu (w kredzie dolnej). Najprawdopodobniej w tym czasie obszar badañ by³ wyniesiony i denudowany (Sarnacka, 1970; Marek i Raczyñska, 1973). Utwory kredy dol- nej reprezentuj¹ p³ytkomorskie piaskowce i piaski albu (Sarnacka, 1970; Marek i Raczyñska, 1973; Marek i in., 1973), które w rejonie Szczercowa le¿¹ niezgodnie na wapieniach kimerydu (Ga³¹zka, 1955). W cenomanie obszar zajêty przez morze rozszerzy³ siê, ale odnotowano wahania jego poziomu (Cieœliñski i Jaskowiak, 1973). Na obszarze badañ sedymentacja odbywa³a siê w p³ytkich czêœciach morza, m.in. przy udziale pr¹dów dennych. Zbiornik morski osi¹gn¹³ maksymalny zasiêg i g³êbokoœæ w turonie górnym–koniaku (Cieœliñski i Jaskowiak, 1973; Haisig, 2011c). W santonie morze powoli zanika³o (Cieœliñski i Jaskowiak, 1973), w kampanie nadal siê wycofywa³o (Cieœliñski i Jaskowiak, 1973). W tym czasie zakoñczy³a siê tak¿e niszcz¹ca dzia³alnoœæ pr¹dów morskich, w zwi¹zku z czym sedymentacja by³a ju¿ bardziej spokojna. W mastrychcie dolnym w dalszym ci¹gu zmniejsza³ siê zasiêg morza (a¿ do ca³kowitego zaniku), choæ miejscami dosz³o do jego pog³êbienia. Pod koniec mastrychtu nast¹pi³y ruchy fazy laramijskiej (Cieœliñski i Jaskowiak, 1973; Haisig, 2011c), na skutek których dosz³o do wyniesienia osadów i powstania l¹du. W paleogenie teren badañ by³ zajêty g³ównie przez l¹d. Na obszarach wychodni jurajskich i czê- œciowo kredowych ska³ wêglanowych powsta³y formy krasowe i pokrywy zwietrzelinowe (Biernat, 1968; Haisig, 2011c). W paleogenie trwa³y ruchy soli permskich, nie wp³ywaj¹c jeszcze na rozwój rowu Kleszczowa. Zachodzi³a równie¿ denudacja, której efektem mog³o byæ powstanie powierzchni zrówna- nia (Felisiak i Szewczyk, 1994). Na pocz¹tku paleogenu zacz¹³ rozwijaæ siê po³udniowy uskok g³ówny
64 (Felisiak i Szewczyk, 1994) oraz osadzaæ siê kompleks podwêglowy. Okresowo pojawia³y siê zalewy mor- skie, których œwiadectwem s¹ utwory eocenu (WoŸny, 1968; Sarnacka, 1970; Piwocki, 2004) i oligoce- nu (otw. 164). Osady te wskazuj¹, ¿e pocz¹tki rozwoju rowu Kleszczowa mog³y przypadaæ na prze³om eocenu i oligocenu (Gotowa³a, 1994). W oligocenie tworzy³y siê drobne pok³ady wêgla brunatnego zali- czane do kompleksu podwêglowego (Gruszecki, 2007). Na prze³omie oligocenu i miocenu dosz³o do powstania g³ównych ram rowu Kleszczowa (Haisig, 2011c). W neogenie obszar badañ by³ l¹dem. W obrêbie wychodni ska³ wêglanowych mezozoiku powsta³y pokrywy zwietrzelinowe i formy krasowe. Z pocz¹tkiem miocenu dosz³o do utworzenia ram rowu Kleszczowa II rzêdu (Felisiak i Szewczyk, 1994). Byæ mo¿e dosz³o te¿ do ruchów soli permskich bli¿ej stropu utworów mezozoicznych. W miocenie dolnym nast¹pi³ etap subsydencji rowu i two- rzenia basenów miêdzyuskokowych (Ha³uszczak, 1994b; Kasiñski i Piwocki, 1994). Powsta³ wówczas quasi zbiornik l¹dowy. W tym czasie nadal trwa³a akumulacja osadów kompleksu podwêglowego, miej- scami w œrodowisku fluwialnym. Po czêœciowym wype³nieniu zbiornika osadami, przy sprzyjaj¹cych warunkach, dosz³o do rozwoju p³ytkich jezior (o czym œwiadczy obecnoœæ fauny mioceñskiej – WoŸny, 1968; Szynkiewicz, 1994a) i bagnisk. Z kolei przy jednostajnym oraz powolnym obni¿aniu dna rowu Kleszczowa powsta³y pok³ady materii organicznej (Kasiñski i Piwocki, 1994), która uleg³a póŸniej przekszta³ceniu w wêgiel brunatny (kompleks wêglowy). Akumulacja organiczna mog³a odbywaæ siê z przerwami (Biernat, 1980). W miocenie œrodkowym pocz¹tkowo trwa³a subsydencja rowu Klesz- czowa (Kasiñski i Piwocki, 1994) i koñcowa akumulacja osadów kompleksu wêglowego. PóŸniej dosz³o do zatrzymania subsydencji, a nastêpnie do inwersji strukturalnej rowu (Ha³uszczak, 1994b). Od miocenu œrodkowego do miocenu górnego osadza³y siê utwory kompleksu ilasto-wêglowego w warunkach l¹dowych, a czêœciowo limnicznych. Na prze³omie miocenu œrodkowego i górnego (sarmatu i panonu) dosz³o do reaktywowania uskoków normalnych w rowie Kleszczowa. Rozpocz¹³ siê wtedy kolejny etap zasypywania rowu (Ha³uszczak, 1994b). Sp¹g utworów kompleksu ilasto-piaszczystego, który two- rzy³ siê na prze³omie miocenu górnego i pliocenu, ma charakter erozyjny, podkreœlony warstw¹ otocza- ków krzemieni i odwapnionych ska³ pod³o¿a. Powierzchnia erozyjna powsta³a w wyniku dzia³ania rzeki (Kasiñski, 2004). W miocenie górnym nast¹pi³o przebicie wysadu solnego przez utwory mezozoiku. W miocenie górnym dosz³o równie¿ do zasadniczego formowania siê brekcji tektonicznej ska³ otaczaj¹cych wysad solny Dêbiny. Koñcowe ruchy tworz¹ce brekcje mia³y miejsce jeszcze w plejsto- cenie dolnym. Nadejœcie czwartorzêdu zosta³o zasygnalizowane zmianami klimatycznymi, których wynikiem by³y póŸniejsze zlodowacenia kontynentalne. Plejstocen dolny na obszarze badañ rozpocz¹³ siê od erozyjnej i akumulacyjnej dzia³alnoœci rzek oraz akumulacji w zbiornikach jeziornych (Sarnacka, 1970). W okresie najstarszych zlodowaceñ (zlodowacenia Narwi) teren badañ pozostawa³ poza zasiêgiem
65 l¹dolodu. Trwa³a wówczas zapewne akumulacja osadów rzecznych, rozpoczêta w plejstocenie dolnym. Sieæ rzeczna nie by³a wtedy specjalnie rozbudowana, a na obszarze arkusza raczej nie wystêpowa³y bardzo du¿e doliny, jak chocia¿by dolina grzymaliñska w rejonie Woli Grzymaliny (ark. Kamieñsk SMGP) z osadami o bardzo znacznych mi¹¿szoœciach siêgaj¹cych nawet 245,0 m (Baraniecka, 1971a, b). Istnienie takiej doliny rzecznej zanegowa³ Krzyszkowski (1992). Wraz z nadejœciem okresu zlodo- waceñ po³udniowopolskich dosz³o do co najmniej dwukrotnego nasuniêcia l¹dolodu skandynawskiego, w czasie zlodowaceñ Nidy i Sanu 1 (Haisig, 2011a, c). W rowie Kleszczowa zachowa³y siê osady lo- dowcowe (gliny zwa³owe), wodnolodowcowe i zastoiskowe (Krzyszkowski, 1992; Król i in., 2007; Krzyszkowski i in., 2015; Wieczorek i in., 2015), a poza nim – utwory lodowcowe i wodnolodowcowe. W czasie zlodowaceñ Nidy i Sanu 1 powsta³y wielkoskalowe zaburzenia glacitektoniczne. Dotychczas nie wykazano obecnoœci osadów interglacja³u ma³opolskiego, interglacja³u ferdynandowskiego i zlodo- wacenia Sanu 2 (Krzyszkowski, 1992; Król i in., 2007; Wieczorek i in., 2015). Po zakoñczeniu zlodowaceñ po³udniowopolskich nast¹pi³ okres interglacja³u wielkiego. W rowie Kleszczowa stratygraficznie odpowiadaj¹ mu czêœciowo osady formacji Czy¿ów (Krzyszkowski, 1992; Myœkow i in., 2016). Na obszarze arkusza s¹ to osady rzeczne oraz jeziorne i bagienne intergla- cja³ów mazowieckiego i Zbójna. Nie stwierdzono tutaj utworów zlodowacenia Liwca (Król i in., 2007). W czasie interglacja³u wielkiego sieæ rzeczna przypomina³a raczej obecn¹ i z pewnoœci¹ na terenie arkusza nie by³o wówczas du¿ych dolin (GoŸdzik, 2007), jak chocia¿by tzw. doliny ruszczyñskiej z osadami o mi¹¿szoœci 45,0–90,0 m (Baraniecka i in., 1980). W okresie zlodowaceñ œrodkowopol- skich l¹dolód skandynawski wkroczy³ na obszar badañ w czasie zlodowaceñ Odry i Warty. W rowie Kleszczowa (Krzyszkowski, 1992) zachowa³y siê utwory wodnolodowcowe, lodowcowe i zastoiskowe zlodowacenia Odry. Poza rowem s¹ to osady wodnolodowcowe, zastoiskowe i lodowcowe. Utwory zlodowacenia Odry koñcz¹ profil dolnego piêtra strukturalnego be³chatowskiego (zaburzonego). Utwory interglacja³u lubawskiego, które w rowie Kleszczowa mo¿na korelowaæ z formacj¹ Chojny (Krzyszkowski, 1992), rozpoczynaj¹ górne piêtro strukturalne (niezaburzone). Na omawianym obszarze s¹ to osady rzeczne, znane z rowu Kleszczowa. W tym czasie mia³a równie¿ miejsce denudacja obszarów wysoczyznowych. W okresie zlodowacenia Warty omawiany obszar by³ po³o¿ony w strefie marginal- nej (Sarnacka, 1970), a l¹dolód siêga³ nieco dalej na po³udnie (Domos³awska-Baraniecka i Skompski, 1967; Skompski, 1971a, b; Baraniecka i in., 1980) i nasuwa³ siê w kierunku po³udniowo-wschodnim i po³udniowym (Domos³awska-Baraniecka i Skompski, 1967). W rowie Kleszczowa (Krzyszkowski, 1992) zachowa³y siê utwory lodowcowe, wodnolodowcowe i zastoiskowe, nale¿¹ce do zlodowacenia Warty. Poza rowem s¹ to osady wodnolodowcowe i lodowcowe. Deglacjacja obszaru mia³a charakter frontalny i arealny (Sarnacka, 1970). W strefie deglacjacji frontalnej tworzy³y siê moreny czo³owe, w strefie szczelinowego spêkania l¹dolodu powstawa³y ozy i formy szczelinowe, a w strefie bry³owego rozpadu l¹dolodu tworzy³y siê formy kemowe i zag³êbienia wytopiskowe (Domos³awska-Baraniecka i Skompski, 1967). W interglacjale eemskim w zag³êbieniach o ró¿nej genezie (typu rynien subgla-
66 cjalnych lub wytopiskowych) mia³a miejsce akumulacja jeziorna i bagienna. Rozwinê³a siê te¿ sieæ rzeczna, wykorzystuj¹ca ukszta³towanie ówczesnej powierzchni – w tym wspomnianych rynien. Nadejœcie okresu zlodowaceñ pó³nocnopolskich (l¹dolód nie obj¹³ swym zasiêgiem badanego terenu) nie od razu spowodowa³o zmianê warunków sedymentacji. Pocz¹tkowo w czêœci zbiorników dalej osadza³y siê utwory jeziorne, a w dolinach gromadzi³y osady rzeczne. Dopiero na skutek och³odzenia klimatu dosz³o do zaniku jezior oraz do przerw w akumulacji rzecznej. W warunkach strefy perygla- cjalnej osady zyska³y charakter poligeniczny – rzeczny i rzeczno-deluwialny. Epizodycznie do osadów tych trafia³y tak¿e piaski i py³y przenoszone przez wiatr. Na wysoczyznach trwa³o wietrzenie fizyczne. Utwory rozpoznane w mniejszych dolinach œwiadcz¹ o tym, ¿e charakter strefy peryglacjalnej te¿ by³ zmienny. Odnotowano co najmniej dwa cykle wype³niania dolin, którymi p³ynê³y mniejsze cieki (Manikowska, 1996), przedzielone okresami z akumulacj¹ organiczn¹ (Wachecka-Kotkowska i in., 2011). W dolinie Widawki przep³ywy mog³y mieæ bardziej sta³y charakter. U schy³ku zlodowaceñ pó³nocnopolskich mia³a miejsce akumulacja serii eolicznych, a w zag³êbieniach (deflacyjnych, termo- krasowych?) – równie¿ gytii. W holocenie, ju¿ w warunkach klimatu umiarkowanego, trwa³a akumu- lacja rzeczna, rzeczno-deluwialna (boczne dolinki), organiczna i mineralno-organiczna. Obecnie na obszarze arkusza jest prowadzona intensywna dzia³alnoœæ gospodarcza. Wi¹¿e siê z ni¹ powstanie kopalni odkrywkowych – ma³ych, w których eksploatuje siê kruszywo naturalne i du- ¿ych, w których jest wydobywany wêgiel brunatny. W zwi¹zku z pozyskiwaniem wêgla brunatnego zasz³a te¿ potrzeba zmiany przebiegu koryt rzek, budowy osadników i ha³d nadk³adu, a odwodnienie wyrobisk górniczych doprowadzi³o do powstania leja depresyjnego.
IV. PODSUMOWANIE
W ramach reambulacji arkusza Szczerców SMGP wykonano szereg prac, m.in. zebrano mate- ria³y archiwalne i profile otworów wiertniczych z rejonu badañ, na podstawie których powsta³a mapa dokumentacyjna. Nowych danych geologicznych o pod³o¿u dostarczy³y profile otworów badawczo- -surowcowych wykonanych przy okazji dokumentowania wystêpowania ropy naftowej (Morawska, 1986; Pernal i Wójcik, 1987). Odnotowano w nich utwory karbonu dolnego, permu dolnego i œrodko- wego, triasu, oraz jury dolnej i œrodkowej, które nie by³y dotychczas znane z obszaru badañ. Inne dane po- chodz¹ z dokumentacji z³ó¿ wêgla brunatnego w rowie Kleszczowa (Gradys i Parecka, 1997; Kozula, 2005; Gruszecki, 2007). Przestudiowano tak¿e literaturê nawi¹zuj¹c¹ do terenu badañ lub jego s¹siedztwa. Nowe mo¿liwoœci da³o otwarcie odkrywki Be³chatów, w której mo¿na by³o rozpoznaæ profile osadów neogeñskich i czwartorzêdowych rowu Kleszczowa. W ostatnich latach prace badaw- cze przeniesiono do odkrywki Szczerców. Podczas prac reambulacyjnych wykonano tak¿e dodatko- we wiercenia sond¹ rêczn¹ (o ³¹cznym metra¿u 300,0 m), a wzd³u¿ linii przekroju geologicznego
67 A–B – wiercenia sond¹ mechaniczn¹ (o ³¹czym metra¿u 100,0 m). Prace te po³¹czono z analiz¹ geomorfologiczn¹ terenu badañ i analiz¹ map topograficznych w skali 1:25 000. W ramach prac reambulacyjnych pobrano tak¿e próbki osadów czwartorzêdowych do datowañ ra- diowêglowych i luminescencyjnych (TL i OSL) oraz badañ palinologicznych i mineralogiczno-petro- graficznych (Pazdur, 2011; Michczyñski, 2012; Kuszell i Iwanuœ, 2012; Dobosz, 2012; Adamiec, 2013). Na podstawie przekrojów geologicznych (przekrój geol. A–B, C–D – tabl. III, E–F – tabl. IV) dokonano nowej interpretacji wg³êbnej budowy geologicznej; wykorzystano równie¿ nowe dane lite- raturowe, w których np. w wiêkszym wymiarze uwzglêdniono procesy glacitektoniczne (Bartkowski, 1968; Jaroszewski, 1991; Ber i Krzyszkowski, red., 2004; Ber, 2006; GoŸdzik i Krysiak, 2009) i zinter- pretowano g³êbokie rozciêcia wype³nione piaskami jako kopalne rynny subglacjalne (Krzyszkowski, 1992; GoŸdzik i in., 2017). Dawniej by³y one opisywane jako doliny rzeczne – grzymaliñska i rusz- czyñska (Sarnacka 1970; Baraniecka 1971a). W ramach reambulacji arkusza Szczerców wykreœlono now¹ mapê geologiczn¹ utworów powierzchniowych, spójn¹ ze szkicem geomorfologicznym (tabl. I), na któr¹ naniesiono wyrobiska górnicze (odkrywki Be³chatów i Szczerców) oraz ha³dê nadk³adu, a tak¿e inne mniejsze obiekty antro- pogeniczne, widoczne w rzeŸbie terenu. Dodatkowo zastosowano nowy podzia³ stratygraficzny oraz wykonano syntetyczny profil geologiczny utworów starszych od czwartorzêdu i zaktualizowano pro- fil utworów czwartorzêdowych. W kolejnym etapie reambulacji opracowano nowy tekst Objaœnieñ wraz ze szkicem geomorfo- logicznym i szkicem geologicznym odkrytym. Ze wzglêdu na ograniczony zakres prac, dalszych badañ wymagaj¹ jeszcze m.in. nastêpuj¹ce zagadnienia: – poza rowem Kleszczowa nie jest znana wielkoœæ i styl zaburzeñ glacitektonicznych, które najprawdopodobniej obejmuj¹ wiêksz¹ czêœæ plejstocenu; pomocne by³oby tu przeprowadzenie szczegó³owych badañ geofizycznych (elektrooporowych); – charakter i stratygrafia utworów obecnie zaliczonych do plejstocenu dolnego oraz intergla- cja³u augustowskiego; – litologia i stratygrafia glin zwa³owych w odkrywce Szczerców (Król i in., 2007; Dobosz, 2012; Krzyszkowski i in., 2015; Wieczorek i in., 2015) – nie ma pe³nej jasnoœci co do ich korelacji z glinami zwa³owymi z odkrywki Be³chatów oraz z glinami znajduj¹cymi siê poza rowem Kleszczowa; – brakuje danych o wykszta³ceniu i stratygrafii utworów interglacjalnej formacji Czy¿ów w odkrywce Szczerców; w schematach stratygraficznych istniej¹cych dla rowu Kleszczowa (Krzysz- kowski, 1992, 2010) oraz terenu Polski s¹ widoczne du¿e rozbie¿noœci;
68 – stratygrafia utworów zlodowaceñ œrodkowopolskich (Haisig, 2011a, c; Lindner i Marks, 2012).
Kielce, 2013 r.
LITERATURA
A d a m i e c G., 2013 — Sprawozdanie z wykonania pomiaru wieku metod¹ luminescencyjn¹ nr 13/2013 (próbka MAR1), 14/2013 (próbka MAR2), 15/2003 (próbka MAR3), 16/2013 (próbka KUZ1), 17/2013 (próbka KUZ2). Lab. Datowania Luminescencyjnego, Inst. Fiz. PŒl, Gliwice. A l l e n P., K r z y s z k o w s k i D., 2008 — Till base deformation and fabric variation in lower Rogowiec (wartanian, younger saalian) till, Be³chatów outcrop, central Poland. Ann. Soc. Geol. Polon., 78, 1. B a d u r a J., U r b a ñ s k i K., 2009 — Projekt prac geologicznych dla reambulacji arkusza Szczerców (735) Szcze- gó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. B a l i ñ s k i W., G a w l i k H., 1985 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Zelów (699). Inst. Geol., Warszawa. B a l i ñ s k i W., G a w l i k H., 1986 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Zelów (699). Inst. Geol., Warszawa. B a l w i e r z Z., G o Ÿ d z i k J., M a r c i n i a k B., 2006 — Palinologiczne i diatomologiczne badania osadów intergla- cja³u mazowieckiego z ods³oniêcia w kopalni Be³chatów. Prz. Geol., 54, 1. B a r a n i e c k a M. D., 1971a — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Kamieñsk (736). Inst. Geol., Warszawa. Baraniecka M.D., 1971b — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Kamieñsk (736). Inst. Geol., Warszawa. B a r a n i e c k a M . D ., 1984 — Zlodowacenie œrodkowopolskie. W: (Soko³owski S., Mojski J.E., red.) Budowa geolo- giczna Polski. 1. Stratygrafia. 3b. Kenozoik. Czwartorzêd. Wyd. Geol., Warszawa. Baraniecka M.D.,Cieœliñski S.,Ciuk E.,D¹browski A.,D¹br owska Z.,Piwocki M.,Werner Z., 1980 — Budowa geologiczna rejonu be³chatowskiego. Prz. Geol., 28, 7. B a r a n i e c k a M. D., M a k o w s k a A., M o j s k i J.E., N o w a k J., S a r n a c k a Z., S k o m p s k i S., 1978 — Straty- grafia osadów czwartorzêdowych Niziny Mazowieckiej oraz jej po³udniowego i zachodniego obrze¿enia. Biul. Inst. Geol., 306. B a r a n i e c k a M. D., S a r n a c k a Z., 1971 — Stratygrafia czwartorzêdu i paleogeografia dorzecza Widawki. Biul. Inst. Geol., 254. B a r a n i e c k a M. D., S o w i ñ s k i L., M a k o w s k a A., 1993 — Mutual stratigraphical location of the Ferdynandów and the Mazovian Interglacial sediments in the Be³chatów open mine. Kwart. Geol., 37, 3. B a r t c z a k E., 2015 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Kamieñsk (736) – ream- bulacja. Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny] B a r t c z a k E., 2016 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Kamieñsk (736) – reambulacja. Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny]
69 B a r t k o w s k i T., 1968 — O istocie glacitektoniki. Prz. Geol., 16, 10. B a r w i c z - P i s k o r z W., S z e w c z y k E., 1994 — Wp³yw rozpoznania stratygrafii mezozoiku na interpretacje tekto- niczne rejonu z³o¿a Be³chatów. W: Tektonika rowu Kleszczowa – stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górniczej. Konf. Nauk.-Tech. Be³chatów, 20–21 paŸdziernika 1994 r. B e r A. (red.), 2006 — Mapa Glacitektoniczna Polski 1:1 000 000. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. B e r A., K r z y s z k o w s k i D. (red.), 2004 — Glacitektonika wybranych obszarów Polski. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 408. B e r A., L i n d n e r L., M a r k s L., 2007 — Propozycja podzia³u stratygraficznego czwartorzêdu Polski. Prz. Geol., 55, 2. B i e l a w s k i A., G a l a n t E., G o l d s z t e j n J., N o w o r y t a M., ¯ y g a r J., 1983 — Kompleksowa dokumentacja geologiczna z³o¿a wêgla brunatnego Be³chatów, pole Be³chatów, w kat. C1+B. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. B i e r n a t S., 1968 — Problemy tektoniki i morfologii stropu mezozoiku miêdzy Be³chatowem a Dzia³oszynem. Kwart. Geol., 12, 2. B i e r n a t S., H a i s i g J., L e w a n d o w s k i J., W i l a n o w s k i S., 1980 — Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, ark. Czêstochowa, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. B³aszkiewicz A.,Cieœliñski S.,D¹browska Z.,Karczewski L.,Kopik J.,Malinowska L., 1968 — Zarys stratygrafii i tektoniki po³udniowej czêœci niecki ³ódzkiej (rejon Be³chatowa). Kwart. Geol., 12, 2. B r u j M., K r y s i a k Z., 2009 — Struktury glacitektoniczne w osadach plejstoceñskich Kopalni Wêgla Brunatnego Be³chatów. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 194. C i e œ l i ñ s k i S., 1964 — Profil otworu wiertniczego nr 1036 (Kolonia Dworszowiece XIII/3). W: (Ró¿ycki F., Sobczak H.). Materia³y archiwum wierceñ. 11. Ark. £ódŸ. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. C i e œ l i ñ s k i S., J a s k o w i a k M., 1973 — Kreda. Paleogeografia. Obszar pozakarpacki (bez Sudetów). Kreda górna. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Inst. Geol., Warszawa. C i u k E., 1979 — Zarys historii badañ geologicznych Instytutu Geologicznego zwi¹zanych z odkryciem i wstêpnym roz- poznaniem z³o¿a wêgla brunatnego Be³chatów. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. C i u k E., P i w o c k i M., 1967 — Mioceñskie wapniste osady jeziorne w z³o¿u wêgla brunatnego „Be³chatów”. Prz. Geol., 15, 9. C z a r n e c k i L., F r a n k o w s k i R., Œ l u s a r c z y k G., 1992 — Syntetyczny profil litostratygraficzny rejonu z³o¿a „Be³chatów” dla potrzeb Bazy Danych Geologicznych. Górnictwo Odkrywkowe, 42, 3–4. C z a r n e c k i L., F r a n k o w s k i R., 2000 — Syntetyczny profil litostratygraficzny pola „Szczerców” KWB „Be³cha- tów” dla potrzeb Bazy Danych Geologicznych. Arch. KWB, Be³chatów. C z u b l a P., 1994 — Wstêpna analiza struktur deformacyjnych wystêpuj¹cych w osadach zlodowacenia Warty w od- krywce KWB „Be³chatów”. W: Tektonika rowu Kleszczowa – stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górniczej. Konf. Nauk.-Tech. Be³chatów, 20–21 paŸdziernika 1994 r. D a d l e z R., 1973a — Jura. Ogólna charakterystyka geologiczna i podstawy stratygrafii. Jura dolna. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Wyd. Geol., Warszawa. D a d l e z R., 1973b — Jura. Paleogeografia. Obszar pozakarpacki (bez Sudetów). Jura dolna. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Wyd. Geol., Warszawa. D a d l e z R. (red.), 1998 — Mapa tektoniczna kompleksu cechsztyñsko-mezozoicznego na Ni¿u Polskim 1:500 000. Wyd. Kart. Pol. Agen. Ekol., Warszawa.
70 D a d l e z R., K o p i k J., 1972 — Stratygrafia i paleogeografia jury. Biul. Inst. Geol., 252. D a d l e z R., M a r e k S., P o k o r s k i J., 2000 — Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoiku 1:1 000 000. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. D a y c z a k - C a l i k o w s k a K., 1966 — Rozprzestrzenienie osadów najni¿szego keloweju na Ni¿u Polskim. Kwart. Geol., 10, 1. D a y c z a k - C a l i k o w s k a K., K o p i k J., 1973a — Jura. Ogólna charakterystyka geologiczna i podstawy stratygrafii. Jura œrodkowa. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Wyd. Geol., Warszawa. D a y c z a k - C a l i k o w s k a K., K o p i k J., 1973b — Jura. Paleogeografia. Obszar pozakarpacki (bez Sudetów). Jura œrodkowa. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Wyd. Geol., Warszawa. D ¹ b r o w s k a Z., 1973 — Jura. Paleogeografia. Obszar pozakarpacki (bez Sudetów). Jura górna. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Wyd. Geol., Warszawa. D e c z k o w s k i Z., 1977 — Budowa geologiczna pokrywy permsko-mezozoicznej i jej pod³o¿a we wschodniej czêœci monokliny przedsudeckiej (obszar kalisko-czêstochowski). Pr. Inst. Geol., 82. D e r d a R., Œ w i e r c z e k E., S ê d o r O., 2004 — Czy na SE od wysadu Dêbiny znajduje siê kulminacja solna. Refe- rat 45. Stud. Sesji Naukowej Górników. AGH, Kraków. D o b o s z T., 2012 — Badania mineralogiczno-petrograficzne osadów plejstoceñskich z odkrywki w Szczercowie dla potrzeb reambulacji ark. Szczerców (735) Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Oddz. Dolnoœl¹ski, Wroc³aw. D o m o s ³ a w s k a - B a r a n i e c k a M. D., S k o m p s k i S., 1967 — Deglacjacja lobu Widawki. Kwart. Geol., 11, 3. D y l i k J., 1952 — Pierwsza wiadomoœæ o utworach pokrywowych w œrodkowej Polsce. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 68. D y l i k J., J u r k i e w i c z I., 1951 — Przegl¹dowa Mapa Geologiczna Polski 1:300 000, ark. £ódŸ, wyd. A. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. F e l i s i a k I., 2001 — Po³udniowy uskok g³ówny rowu Kleszczowa – koncepcja a rzeczywistoœæ. Prz. Geol., 49, 4. F e l i s i a k I., S z e w c z y k E., 1994 — Tektonika osadów mezozoiku w rejonie z³o¿a Be³chatów. W: Tektonika rowu Kleszczowa – stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górniczej. Konf. Nauk.-Tech. Be³chatów, 20–21 paŸdziernika 1994 r. F o r y s i a k J., 2009 — Zapis dzia³alnoœci cz³owieka w torfowiskach regionu ³ódzkiego. W: (Hildebrandt-Radke I., Jasiewicz J., Lutyñska M, red.) Œrodowisko i kultura. 6: 42–44. VII Warsztaty terenowe 4. Sympozjum Archeolo- gii Œrodowiskowej. Kórnik, 20–22 maja 2009 r. Bogucki Wyd. Nauk., Poznañ. F r a n k o w s k i R., G ¹ d e k A., B e d n a r z A., B o r o w i c z A., S p e c y l a k - S k r z y p e c k a J., Œ l u s a r c z y k G., 2005 — Geologiczno-górnicze warunki zalegania bruków krzemiennych w O/Szczerców. Górnictwo Odkrywkowe, 47, 2. F r a n k o w s k i R., G ¹ d e k A., 2006 — Cyfrowy model stratygraficzny i jakoœciowy z³o¿a wêgla brunatnego stworzo- ny przy u¿yciu oprogramowania górniczego „miniscape” firmy Mincom. Górnictwo Odkrywkowe, 48, 1–2. G a ³ ¹ z k a I., 1955 — Opracowanie geologiczne rejonu Szczerców (praca in¿ynierska). Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. G o t o w a ³ a R., 1994 — Model tektoniki rowu Kleszczowa – interpretacja danych z wykorzystaniem metod komputero- wych. W: Tektonika rowu Kleszczowa – stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górniczej. Konf. Nauk.-Tech. Be³chatów, 20–21 paŸdziernika 1994 r.
71 Gotowa³a R.,Ha³uszczak A.,1999—Pozycjaig³ówneetapym³odoalpejskiego rozwoju rowu Kleszczowa w œwietle badañ mezostrukturalnych w odkrywce KWB Be³chatów i numerycznej analizy wyników wierceñ. W: Mat. Konf. „M³odoalpejski rów Kleszczowa: rozwój i uwarunkowania w tektonice regionu. Odkrywka KWB Be³chatów i obszar radomszczañsko-wieluñsko-³ódzki”. Wroc³aw. G o Ÿ d z i k J., 2007 — Czwartorzêdowe aluwia w odkrywce KWB Be³chatów – dominacja akumulacji w klimacie zim- nym. Prz. Geol., 55, 3. G o Ÿ d z i k J., K e n i g K., S k ó r z a k A., 2010 — Zmiany kszta³tu ziaren kwarcowych oraz sk³adu mineralnego piasz- czystych osadów miocenu, pliocenu i ni¿szego czwartorzêdu w rowie Kleszczowa. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 438. G o Ÿ d z i k J., K o w a l s k a K., S k ó r z a k A., 2017 — Kopalna dolina tunelowa Leœnej Niwy w odkrywce Szczerców. W: 24. Konf. Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Czwartorzêd pogranicza ni¿u i wy¿yn w Polsce Œrodkowej. Wawrzkowizna k/Be³chatowa, 4–8 wrzeœnia 2017 r. G o Ÿ d z i k J., K r y s i a k Z., 2009 — Charakterystyka i geneza deformacji osadów plejstoceñskich w strefie brze¿nej plateau kemowego Czubatej Góry (Kopalnia Be³chatów). Pr. Pañstw. Inst. Geol., 194. G o Ÿ d z i k J., v a n L o o n J. A., 2007 — The origin of a giant directed clastic dyke in a kame (Be³chatów mine, central Poland). Sediment. Geol., 193. G o Ÿ d z i k J., S k ó r z a k A., 2011 — Zmiennoœæ akumulacji jeziorno-bagiennej od interglacja³u do holocenu w obszarze odkrywki Be³chatów. W: (Forysiak J., Zió³kiewicz M., red.) Przew. Sesji Teren.: Torfowiska dorzecza Widawki. Wybrane problemy i przyk³ady. £ódŸ–Be³chatów. G o Ÿ d z i k J., Z i e l i ñ s k i T., 1996 — Sedymentologia vistuliañskich osadów ma³ych dolin œrodkowej Polski – przyk³ad z Kopalni Be³chatów. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 373. G o Ÿ d z i k J., Z i e l i ñ s k i T., 2017a — Evolution of Early Pleistocene fluvial systems in central Poland prior to the first ice sheet advance – a case study from the Be³chatów lignite mine. Geologos, 23, 2. GoŸdzik J.,Zieliñski T.,2017b—Osadydolnegoplejstocenu i z pogranicza ze œrodkowym plejstocenem w odkrywce be³chatowskiej. W: 24. Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Czwartorzêd pogranicza ni¿u i wy¿yn w Polsce Œrodkowej. Wawrzkowizna k/Be³chatowa, 4–8 wrzeœnia 2017 r. G r u s z e c k i J., 2007 — Dodatek nr 2 do kompleksowej dokumentacji geologicznej z³o¿a wêgla brunatnego Be³chatów – Pole Be³chatów w kategorii B, C1. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. H a i s i g J., 2011a — Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, ark. Czêstochowa, wyd. A – reambulacja. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. H a i s i g J., 2011b — Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, ark. Czêstochowa, wyd. B – reambulacja. Pañstw. Inst. G r a d y s A., P a r e c k a K., 1997 — Dokumentacja geologiczna wyników prac poszukiwawczych z³o¿a wêgla brunat- nego w rejonie D¹browa Rusiecka. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. H a i s i g J., 2011c — Objaœnienia do Mapy Geologicznej Polski 1:200 000, ark. Czêstochowa – reambulacja. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Haisig J., Biernat S., 1980 — Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, ark. Czêstochowa, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. H a i s i g J., W i l a n o w s k i S., 1980 — Objaœnienia do Mapy Geologicznej Polski 1:200 000, ark. Czêstochowa. Inst. Geol., Warszawa. H a ³ u s z c z a k A., 1994a — Clastic dikes in uppermost Tertiary sediments of the Kleszczów Graben and their significance to reconstruction of Quaternary diastrophism. Kwart. Geol., 38, 1.
72 H a ³ u s z c z a k A., 1994b — G³ówne etapy ewolucji strukturalnej utworów kenozoicznych rowu Kleszczowa. W: Tekto- nika rowu Kleszczowa – stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górniczej. Konf. Nauk.-Tech. Be³cha- tów, 20–21 paŸdziernika 1994 r. H a ³ u s z c z a k A., 2004 — Cenozoic dynamics of the Dêbina salt dome, Kleszczów Graben, inferred from structural features of the Tertiary–Quaternary cover. Ann. Soc. Geol. Polon., 74, 3. Ha³uszczak A.,Gotowa³a R.,Czarnecki L.,1994—UskokFolwarku– problem tektoniki przesuwczej w zachodniej czêœci odkrywki „Be³chatów”. W: Tektonika rowu Kleszczowa – stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górniczej. Konf. Nauk.-Tech. Be³chatów, 20–21 paŸdziernika 1994 r. J a g ó r a E., S z w e d - L o r e n z J., 2005 — Analiza zmiennoœci g³ównych parametrów z³o¿a wêgla brunatnego Be³cha- tów w zachodniej czêœci Pola Szczerców. Pr. Nauk. Inst. Górn. PWr, 113, 31. J a n c z y k - K o p i k o w a Z., 1965 — Orzeczenie dotycz¹ce pierwszych wyników badañ palinologicznych próbek czwartorzêdowych z obszaru Be³chatowskiego Okrêgu Przemys³owego, ark. Szczerców Szczegó³owej Mapy Geolo- gicznej Polski 1:50 000. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Janczyk-Kopikowa Z.,1982 — Flory kopalne rejonu Be³chatowa. W: (Baraniecka. M.D., Brodzikowski K., Kasza L., red.) Czwartorzêd rejonu Be³chatowa. Przew. 1. Sympozjum: G³ówne kierunki i wstêpne wyniki badañ w zakresie stratygrafii i struktur osadów. Wyd. Geol., Warszawa. J a r o s z e w s k i W., 1991 — Rozwa¿ania geologiczno-strukturalne nad genez¹ deformacji glacitektonicznych. Ann. Soc. Geol. Polon., 61, 3–4. Jaskowiak-Schoeneichowa M.,Krassowska A.,1988—Paleomi¹¿szoœci, litofacje i paleotektonika epikontynentalnej kredy górnej w Polsce. Kwart. Geol., 32, 1. J u r k i e w i c z I., 1952 — Interglacja³ Szczercowa i Dzbanek Koœciuszkowskich w œwietle nowych danych geologicz- nych. Biul. Pañstw. Inst. Geol.,67. J u r k i e w i c z I., 1961 — Czwartorzêd dorzecza Widawki. Biul. Inst. Geol., 169. J u r k i e w i c z I., R ó ¿ y c k i F., R ó ¿ y c k i S. Z., 1955 — Przegl¹dowa Mapa Geologiczna Polski 1:300 000, ark. £ódŸ, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. K a r n k o w s k i P. H., 1980 — Elewacja radomszczañska w œwietle geologicznej interpretacji zdjêæ satelitarnych. Prz. Geol., 28, 7. K a s i ñ s k i J., 2004 — Paleogen i neogen w zapadliskach i rowach tektonicznych. W: (Peryt T.M., Piwocki M., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 3a. Kenozoik. Paleogen. Neogen. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. K a s i ñ s k i J., P i w o c k i M., 1994 — Tektonika a z³o¿a wêgla brunatnego rejonu Be³chatowa. W: Tektonika rowu Kleszczowa – stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górniczej. Konf. Nauk.-Tech. Be³chatów, 20–21 paŸdziernika 1994 r. K ³ a p c i ñ s k i J ., 1967 — Przyczynek do stratygrafii i paleogeografii czerwonego sp¹gowca monokliny przedsudeckiej. Rocz. Pol. Tow. Geol., 37, 4. K o c h a n o w s k a J., 2003 — Mapa Geoœrodowiskowa Polski 1:50 000, ark. Szczerców (735), plansza A. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] K o n d r a c k i J., 2009 — Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. K o p i k J., 1973 — Trias. Ogólna charakterystyka geologiczna i podstawy stratygrafii. Trias pozakarpacki. Retyk. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Inst. Geol., Warszawa. K o z u l a R., 2005 — Dodatek nr 1 do dokumentacji geologicznej z³o¿a wêgla brunatnego Be³chatów – pole Szczerców w kat. B, C1 i C2. Arch. Geol. Starostwa Powiatowego w Be³chatowie.
73 K r a j e w s k i T., 1960 — Dokumentacja geologiczna torfowiska Szczerców–Kluki. Biuro Projektów Wodno-Meliora- cyjnych w Warszawie. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. K r ó l J., H a ³ u s z c z a k A., D o b o s z T., 2007 — Dokumentowanie profili geologicznych z ods³oniêæ KWB Be³chatów i KWB Konin, etap I (obejmuj¹cy czêœæ pilota¿ow¹). I Rejon KWB Be³chatów, odkrywka Szczerców. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. K r u p i ñ s k i K. M., 2000 — Korelacja palinostratygraficzna osadów interglacja³u mazowieckiego z obszaru Polski. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 169. Krzemiñski T., 1997 — Cechy rozwoju i zaniku l¹dolodu warciañskiego w œrodkowej Polsce. Acta Univ. Lodz., Folia Geogr. Phys., 1. Krzyszkowski D., 1988 — The Rogowiec formation in a Kleszczów Graben, a new view for the Wartanian (Warthe) glaciation in Central Poland. Bull. Polish Acad. Sci., Earth Sci., 36. K r z y s z k o w s k i D., 1992 — Czwartorzêd rowu Kleszczowa. Litostratygrafia i tektonika. Stud. Geogr., 54. K r z y s z k o w s k i D., 1994 — Sedimentology of Wartanian outwash near Be³chatów, central Poland. Boreas, 23. K r z y s z k o w s k i D., 1998 — Stratigraphy and sedimentology of weichselian deposits at Folwark, Be³chatów Outcrop, central Poland. Quarter. Stud. in Poland, 15. K r z y s z k o w s k i D., 2010 — Stratygrafia glin lodowcowych w zachodniej Polsce – dyskusja. W: (Marks L., Pochocka-Szwarc K., red.) 18. Konf. Stratygrafia plejstocenu Polski. Dynamika zaniku l¹dolodu podczas fazy pomorskiej w pó³nocno- -wschodniej czêœci Pojezierza Mazurskiego. Jeziorowskie, 6–10 wrzeœnia 2010 r. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. K r z y s z k o w s k i D., N i t a M., 1993 — Nowe stanowiska interstadia³u Pilicy (formacja Chojny) w odkrywce Be³cha- tów. Prz. Geol., 41, 11. K r z y s z k o w s k i D., W a c h e c k a - K o t k o w s k a L., W i e c z o r e k D ., S t o i ñ s k i A., 2015 — Petrography of glacial tills in the Szczerców Outcrop Central Poland – problems of stratigraphic interpretation. Stud. Quater., 32, 2. K r z y s z k o w s k i D., W i e c z o r e k D., W a c h e c k a - K o t k o w s k a L., 2017a — Utwory formacji Piaski w od- krywce Be³chatów i Szczerców. W: 24. Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Czwartorzêd pogranicza ni¿u i wy¿yn w Polsce Œrodkowej. Wawrzkowizna k/Be³chatowa, 4–8 wrzeœnia 2017 r. K r z y s z k o w s k i D., W i e c z o r e k D., W a c h e c k a - K o t k o w s k a L., R a c z y k J ., T o u c a n n e S., 2017b — Stratygrafia glin w odkrywce Szczerców. W: 24. Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Czwartorzêd pogranicza ni¿u i wy¿yn w Polsce Œrodkowej. Wawrzkowizna k/Be³chatowa, 4–8 wrzeœnia 2017 r. K r z y s z k o w s k i D., W i n t e r H., 1996 — Stratigraphic position and sedimentary features of the tertiary uppermost fluvial member in the Kleszczów Graben, central Poland. Ann. Soc. Geol. Polon., 66, 1. K r z y w i c k i T., 2009 — Projekt prac geologicznych dla reambulacji wybranych 8 pe³nych arkuszy: Fabianki (403), T³uchowo (404), Mochowo (405), £ódŸ Zachód (627), Kaplonosy (680), Szczerców (735), Kamieñsk (736), Paw³ów (788) SMGP 1:50 000, z rejonu œrodkowej Polski. Tekst ogólny do wszystkich projektów. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. K u r d z i e l J., 1964 — Dokumentacja geologiczna zbiornika Szczerców do projektu wstêpnego. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. K u r d z i e l J., 1966 — Aneks do dokumentacji geologicznej zbiornika Szczerców do projektu wstêpnego. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. K u r p i e w s k a I., 2010 — Pozycja i wykszta³cenie osadów zastoiskowych ods³oniêtych w wyrobisku Pola Szczerców (rów Kleszczowa, Ni¿ Polski). W: (Marks L., Pochocka-Szwarc K., red.) 18. Konf. Stratygrafia plejstocenu
74 Polski. Dynamika zaniku l¹dolodu podczas fazy pomorskiej w pó³nocno-wschodniej czêœci Pojezierza Mazurskiego. Jeziorowskie, 6–10 wrzeœnia 2010 r. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. K u s z e l l T., I w a n u œ D., 2012 — Badania palinologiczne osadów mu³kowo-ilastych pobranych ze œciany poziomu 1-go w Odkrywce Szczerców KWB Be³chatów – profil Parchliny. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. K w a p i s z B., S k ó r s k i W., 1965 — Dokumentacja geologiczna w kategorii C2 z³o¿a kruszywa naturalnego „Anto- niówka”. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. L e s z c z y ñ s k i K., 2010 — Rozwój litofacjalny póŸnej kredy Ni¿u Polskiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 443. L e w i ñ s k i J., 1904 — Sprawozdanie z badañ geologicznych dokonanych wzd³u¿ drogi ¿elaznej Warszawsko-Kaliskiej. Pam. Fizjogr., 18. L e w i ñ s k i J., 1928 — Utwory preglacjalne i glacjalne Piotrkowa i okolic. Spraw. z Pos. Tow. Nauk. Warsz. Wydz. III Nauk. Mat.-Przyr., 21. L i n d n e r L., M a r k s L., 1995 — Zarys paleogeomorfologii obszaru Polski podczas zlodowaceñ skandynawskich. Prz. Geol., 43, 7. L i n d n e r L., M a r k s L., 2012 — O podziale klimatostratygraficznym kompleksu œrodkowopolskiego w plejstocenie Polski. Prz. Geol., 60, 1. £ ó j M., 2007 — Wspó³czesne procesy geodynamiczne w obrazie czasowych zmian si³y ciê¿koœci wraz z analiz¹ wp³ywu na jej pomiar czynników zewnêtrznych (rozprawa doktorska). AGH, Kraków. M a k o w s k a A., 1976 — Staroplejstoceñskie osady organogeniczne w Ceteniu i ich zwi¹zek z seri¹ preglacjaln¹ po³udniowego Mazowsza. Kwart. Geol., 20, 3. M a n i k o w s k a B., 1996 — Dwucyklicznoœæ ewolucji œrodowiska peryglacjalnego w Polsce œrodkowej podczas vistu- lianu. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 373. M a r e k S., R a c z y ñ s k a A., 1973 — Kreda. Paleogeografia. Obszar pozakarpacki (bez Sudetów). Kreda dolna. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Inst. Geol., Warszawa. M a r e k S., R a c z y ñ s k a A., C i e œ l i ñ s k i S., J a œ k o w i a k M., 1973 — Kreda. Paleogeografia. Obszar pozakar- packi (bez Sudetów). Kreda dolna (alb). W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Inst. Geol., Warszawa. M a r k s L., 2004 — Zasiêg l¹dolodu zlodowacenia warty w Polsce. W: (Harasimiuk M., Terpi³owski S., red.) Zlodowacenia warty w Polsce. Wyd. UMCS, Lublin. Michczyñski A., 2012 — Datowanie radiowêglowe 2 próbek (PARCH4, PARCH5). Raport nr 38/2012. Lab. Radiowêgl., Inst. Fiz. PŒl, Gliwice. M o j s k i J. E., 2005 — Ziemie polskie w czwartorzêdzie. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. M o r a w s k a A., 1986 — Paleotektoniczny i paleogeograficzny rozwój pó³nocnej czêœci niecki miechowskiej w permie. Stud. Geol. Polon., 86. M o r a w s k a A., 1992 — Perm na tarasie œwiêtokrzyskim. Prz. Geol., 40, 4. M y œ k o w E., K r z y s z k o w s k i D., W a c h e c k a - K o t k o w s k a L., W i e c z o r e k D., 2016 — Plant macrofossils from Czy¿ów Complex deposits of the Szczerców outcrop, central Poland. Geology, Geophysics and Environment, 42, 3. N o w i c k i A., W o Ÿ n y E., 1965 — O faunie miêczaków z osadów miocenu l¹dowego w rejonie Chabielice–Kleszczów. Prz. Geol., 13, 8. O l c z a k M., J e z i o r s k i J., S t a n e k E., B o n i e c k i K., 1977 — Dokumentacja geologiczno-in¿ynierska dla etapu wyboru lokalizacji Elektrowni Be³chatów II. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
75 O s i k a R., P o ¿ a r y s k i W., R ü h l e E., Z n o s k o J., 1972 — Mapa Geologiczna Polski bez utworów kenozoicznych 1:500 000. Inst. Geol., Warszawa. P a z d u r A., 2011 — Datowanie radiowêglowe 3 próbek (PARCH1, PARCH2, PARCH3). Raport nr 2/2011. Lab. Ra- diowêgl., Inst. Fiz. PŒl, Gliwice. Pernal J., Wójcik Z., 1987 — Dokumentacja geologiczna z³o¿a ropy naftowej „Gomunice”. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. P i e c h K., 1929 — Badania nad dyluwium województwa ³ódzkiego. Czêœæ 2: Flora warstw miêdzylodowcowych okolic Szczercowa, Dzbanek Koœciuszkowskich i niektórych innych miejscowoœci w dorzeczu œrodkowej Warty. Rocz. Pol. Tow. Geol., 6. P i w o c k i M., 2004 — Paleogen. W: (Peryt T.M., Piwocki M., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 3a. Kenozoik. Paleogen. Neogen. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. P i w o c k i M., B a d u r a J., P r z y b y l s k i B., 2004 — Neogen. W: (Peryt T.M., Piwocki M., red.) Budowa geologicz- na Polski. 1. Stratygrafia. 3a. Kenozoik. Paleogen. Neogen. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. P i w o c k i M., K r a m a r s k a R., 2004 — Podstawy stratygrafii. W: (Peryt T.M., Piwocki M., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 3a. Kenozoik. Paleogen. Neogen. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. P o k o r s k i J., W a g n e r R., 1972 — Stratygrafia i paleogeografia permu. Biul. Inst. Geol., 252. P o ¿ a r y s k i W., 1972 — Rozwój strukturalny Ni¿u Polskiego w epoce waryscyjskiej. Biul. Inst. Geol., 252. P r e m i k J., 1924a — O zastoisku widawskim. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 2. P r e m i k J., 1924b — Sprawozdanie z badañ geologicznych w okolicach Olewina, Kraszkowic, Burzenina, Widawy i Szczercowa. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 8. P r e m i k J., 1925 — Sprawozdanie z badañ geologicznych, wykonanych w 1924 r. w powiecie wieluñskim oraz nad górn¹ i œrodkow¹ Widawk¹. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 10. P r e m i k J., 1929 — Badania nad dyluwium województwa ³ódzkiego. Czêœæ 1: O utworach preglacjalnych, glacjalnych i interglacjalnych w dorzeczu œrodkowej Warty, Widawki i Prosny. Rocz. Pol. Tow. Geol., 6. R d z a n y Z., 2011 — Wp³yw energii geotermalnej na dynamikê strumieni lodowych l¹dolodu warty w Polsce Œrodkowej. W: (Zieliñski A., red.) Znane fakty – nowe interpretacje w geologii i geomorfologii. Inst. Geogr. UJK, Kielce. R ó ¿ y c k i S. Z., 1964 — Klimatostratygraficzne jednostki podzia³u plejstocenu. Acta Geol. Polon., 14, 3. R ó ¿ y c k i S. Z., 1972 — Plejstocen Polski œrodkowej na tle przesz³oœci w górnym trzeciorzêdzie. PWN, Warszawa. S a m s o n o w i c z J., 1937 — Sprawozdanie z badañ na krawêdzi niecki kredowej ³ódzkiej. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 48. S a r n a c k a Z., 1970 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Szczerców (735). Inst. Geol., Warszawa. S a r n a c k a Z., 1971 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Szczerców (735). Inst. Geol., Warszawa. S a r n a c k a Z., 1982 — Sytuacja geologiczna osadów organicznych z Podwinka. W: (Baraniecka M.D., Brodzikowski K., Kasza L., red.) Czwartorzêd rejonu Be³chatowa. I Sympozjum. G³ówne kierunki i wstêpne wyniki badañ w zakresie stratygrafii i struktur osadów. Inst. Geol., Warszawa. S e n k o w i c z o w a H., 1973 — Trias. Ogólna charakterystyka geologiczna i podstawy stratygrafii. Trias pozakarpacki. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Inst. Geol., Warszawa. S e n k o w i c z o w a H., K o p i k J., 1973 — Trias. Paleogeografia. Obszar pozakarpacki. W: (Soko³owski S., red.) Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Inst. Geol., Warszawa.
76 Senkowiczowa H.,Szyperko-Œliwczyñska A.,1972—Stratygrafia i paleogeografia triasu. Biul. Inst. Geol., 252. Siemiradzki J., 1889 — Sprawozdanie z badañ w guberni piotrkowskiej i kaliskiej w dorzeczu Warty i Prosny. Pam. Fizjogr., 9. S k o m p s k i S., 1971a — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. BrzeŸnica Nowa (772). Inst. Geol., Warszawa. Skompski S., 1971b — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. BrzeŸnica Nowa (772). Inst. Geol., Warszawa. S o k o ³ o w s k i J., 1972 — Rola tektoniki salinarnej cechsztynu w modelowaniu pokrywy mezokenozoicznej. Biul. Inst. Geol., 252. S t u c h l i k L., S z y n k i e w i c z A., £ a ñ c u c k a - Œ r o d o n i o w a M., Z a s t a w n i a k E., 1990 — Wyniki dotych- czasowych badañ paleobotanicznych trzeciorzêdowych wêgli brunatnych z³o¿a „Be³chatów”. Acta Paleobotanica, 30, 1–2. S z e w c z y k E., 1999 — Tektonika otoczenia wysadu Dêbina. W: M³odoalpejski rów Kleszczowa: rozwój i uwarun- kowania w tektonice regionu. 20. Konf. Teren. Sekcji Tektonicznej Pol. Tow. Geol. S³ok k. Be³chatowa, 15–16 paŸdziernika 1999 r. S z y n k i e w i c z A., 1994a — G³ówne repery stratygraficzne w profilu utworów trzeciorzêdowych rowu Kleszczowa (komunikat wstêpny). W: Tektonika rowu Kleszczowa – stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górni- czej. Konf. Nauk.-Tech. Be³chatów, 20–21 paŸdziernika 1994 r. Szynkiewicz A.,1994b—Strukturapod³o¿akenozoikurejonuz³o¿a „Be³chatów” w œwietle wierceñ g³êbokich i badañ geofizycznych. W: Tektonika rowu Kleszczowa – stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górni- czej. Konf. Nauk.-Tech. Be³chatów, 20–21 paŸdziernika 1994 r. S z y n k i e w i c z A., 2000 — Wiek wêgla brunatnego na tle pozycji geologicznej badanych próbek (KWB „Be³chatów”). Prz. Geol., 48, 11. Œ l u s a r c z y k - R a d w a n D., 1965 — Dokumentacja geologiczna w kategorii C2 z³o¿a wapieni i margli jurajskich Kule k. Kie³czyg³owia. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. T u r k o w s k a K., 2006 — Geomorfologia regionu ³ódzkiego. Wyd. U£, £ódŸ. Wachecka-Kotkowska L.,Krzyszkowski D.,Pazdur A.,Klaczak K., 2011 — Wiek wype³nienia doliny Krasówki w œwietle datowañ 14C, Pole Szczerców KWB „Be³chatów”. W: 9. Zjazd Geomorfologów Polskich, Poznañ. W a c h e c k a - K o t k o w s k a L., K r z y s z k o w s k i D., K l a c z a k K.,K r ó l E., 2014 — Middle Weichselian Pleni- glacial fluvial erosion and sedimentation in the Krasówka river valley, Szczerców field, Be³chatów open cast mine, Central Poland. Ann. Soc. Geol. Polon., 84, 4. Wachecka-Kotkowska L.,Krzyszkowski D.,Krzymiñska J.,Dr z e w i c k i W., J ê d r y s e k M.O., 2017a — Short-term changes in a Saalian glacial lake – The Parchliny C site, central Poland. Catena, 157. W a c h e c k a - K o t k o w s k a L., K r z y s z k o w s k i D., M i r o s ³ a w - G r a b o w s k a J., N i s k a M ., M a j e c k a A., W i e c z o r e k D., R a c z y k J., T o m a s z e w s k a K., M y œ k o w E., R z o d k i e w i c z M., K r z y m i ñ s k a J., 2017b — Schy³ek zlodowaceñ œrodkowopolskich i pocz¹tek interglacja³u eemskiego w œwietle badañ multiproxy, stanowisko Parchliny 2016, Polska Œrodkowa. W: 24. Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Czwartorzêd pogranicza ni¿u i wy¿yn w Polsce Œrodkowej. Wawrzkowizna k/Be³chatowa, 4–8 wrzeœnia 2017 r.
77 Wachecka-Kotkowska L.,Krzyszkowski D.,Wieczorek D.,2017c — Charakterystyka wybranych forma- cji czwartorzêdu Polski œrodkowej na podstawie badañ osadów wype³niaj¹cych rów Kleszczowa. W: 24. Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Czwartorzêd pogranicza ni¿u i wy¿yn w Polsce Œrodkowej. Wawrzkowizna k/Be³cha- towa, 4–8 wrzeœnia 2017 r. Wachecka-Kotkowska L.,Krzyszkowski D.,Wieczorek D.,Mal kiewicz M.,Krzymiñska J., Niska M.,Miros³aw-Grabowska J.,Myœkow E.,Tomaszewska K.,Rzo d k i e w i c z M ., R a c z y k J ., 2017d — Stanowisko Parchliny. Rozwój i zanik pojezierza eemskiego w œwietle badañ multidyscypli- narnych. W: 24. Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Czwartorzêd pogranicza ni¿u i wy¿yn w Polsce Œrodkowej. Wawrzkowizna k/Be³chatowa, 4–8 wrzeœnia 2017 r. Wachecka-Kotkowska L., Krzyszkowski D., Malkiewicz M., Mir os³aw-Grabowska J., N i s k a M., K r z y m i ñ s k a J., M y œ k o w E., R a c z y k J., W i e c z o r e k D., S t o i ñ s k i A., R z o d k i e - w i c z M., 2018 — An attempt to reconstruct the late Saalian to Plenivistulian (MIS6-MIS3) natural lake environ- ment from the Parchliny 2014 section, central Poland. Quater. Internat., 467. W a g n e r R., P o k o r s k i J., D a d l e z R., 1980 — Paleotektonika basenu permu na Ni¿u Polskim. Kwart. Geol., 24, 3. W i e c z o r e k D., S t o i ñ s k i A., K r z y s z k o w s k i D., W a c h e c k a - K o t k o w s k a L., Krzymiñska J., 2015 — The results of new studies of Quaternary sediments in the Kleszczów Graben, Szczerców Outcrop, Be³cha- tów Lignite Opencast Mine. Landform Analysis, 29. W i e c z o r e k D., M i c h c z y ñ s k a D. J., M i c h c z y ñ s k i A., K r z y s z k o w s k i D ., W a checka-Kotkow - s k a L., 2017 — Fazy akumulacji i erozji w okresie 10–50 ka cal BP zapisane w osadach formacji Piaski na podstawie analizy rozk³adu gêstoœci prawdopodobieñstwa dat radiowêglowych. W: 24. Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Czwartorzêd pogranicza ni¿u i wy¿yn w Polsce Œrodkowej. Wawrzkowizna k/Be³chatowa, 4–8 wrzeœnia 2017 r. W o Ÿ n y E., 1968 — S³odkowodna fauna utworów mioceñskich z Be³chatowa i jej znaczenie stratygraficzne. Kwart. Geol., 12, 1. Zawidzka K., 1996 — Wyniki badañ stratygraficznych mikropaleontologicznych i mikrofacjalnych z rejonów: Wêglewice, D¹browa Rusiecka, £êki Szlacheckie. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Z i o m e k J., 2013 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Osjaków (734). Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny] Z i o m e k J . , G a ³ ¹ z k a D., 2014 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Osjaków (734). Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny] Z n o s k o J. (red.), 1998 — Atlas tektoniczny Polski. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. ¯ e l a Ÿ n i e w i c z A., A l e k s a n d r o w s k i P., B u ³ a Z., K a r n k o w s k i P. H., K o n o n A., O s z c z y p k o N., Œ l ¹ c z k a A., ¯ a b a J., ¯ y t k o K., 2011 — Regionalizacja tektoniczna Polski. Kom. Nauk Geol. PAN, Wroc³aw. ¯ygar J.,Galant E.,K³odnicki A.,Pruc K.,1977—Kompleksowadokumentacja geologiczna z³o¿a wêgla brunatnego „Be³chatów” w kat. C1+B, pole „Szczerców”. Narod. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa www. geozagrozenia.agh.edu.pl/neotektonika (dostêp 10.04.2013 r.)
78