Rozwój dolin w ujściowych odcinkach rzek na wyżynach lessowych w Polsce Uniwersytet Jagielloński Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Anna Michno Rozwój dolin w ujściowych odcinkach rzek na wyżynach lessowych w Polsce Kraków 2013 Publikacja wydana ze środków Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ Recenzent: dr hab. Wacław Florek, prof. Akademii Pomorskiej w Słupsku Adiustacja: Dorota Trzcinka Tłumaczenie na język angielski: Grzegorz Zębik, Dominika Wrońska-Wałach Makieta książki, skład tekstu i przygotowanie do druku: Małgorzata Ciemborowicz – Pracownia Wydawnicza IGiGP UJ Projekt okładki: Małgorzata Ciemborowicz Zdjęcia na okładce: doliny denudacyjne w zlewni Rudnika; dno doliny Szreniawy w rejonie Koszyc (fot. Anna Michno) © Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ i Anna Michno Wydanie I Kraków 2013 ISBN 978-83-88424-88-5 Wydawca: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków, Polska tel.: (+48) 012 664 52 50, faks: (+48) 012 664 53 85 www.geo.uj.edu.pl Druk: Poligrafia Salezjańska ul. Bałuckiego 8, 30-306 Kraków, Polska tel.: +48 12 266 40 00, faks: +48 12 269 02 84 www.sdb.krakow.pl SpiS treści 1.Wstęp ........................................ 7 1.1. Holoceńskie zmiany środowiska przyrodniczego i ich wpływ na ewolucję dolin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7 1.2. Późnovistuliańska i holoceńska ewolucja dolin – stan dotychczasowych badań .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 1.3. Specyfika obszarów lessowych ........................ 17 1.4. Cel badań ................................... 18 1.5. Obszar badań ................................. 19 2. Metody badań ................................... 23 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27 3.1. Budowa geologiczna ............................. 27 3.2. Rzeźba terenu ................................. 34 3.3. Warunki klimatyczne ............................. 49 3.4. Charakterystyka hydrograficzna obszaru badań . . . . . . . . . . . . . . 52 3.5. Gleby ...................................... 53 3.6. Szata roślinna ................................. 55 4. Charakterystyka osadów budujących dno doliny Szreniawy . . . . . . . . . 57 4.1. Cechy litologiczne osadów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57 4.2. Zróżnicowanie litofacjalne osadów w przekrojach poprzecznych i profilu podłużnym dna doliny Szreniawy . . . . . . . . . . . . . . . . . 96 5. Charakterystyka osadów budujących dno doliny Rudnika . . . . . . . . . . 115 5.1. Cechy litologiczne osadów .......................... 115 5.2. Zróżnicowanie litofacjalne osadów w przekrojach poprzecznych i profilu podłużnym dna doliny Rudnika . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130 6. Rozwój doliny Szreniawy oraz doliny Rudnika na tle zmian klimatu i działalności człowieka . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 139 6.1. Zarys rozwoju doliny Szreniawy pod koniec plejstocenu . . . . . . . . . 140 6.2. Rozwój doliny Szreniawy w holocenie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 144 6.3. Rozwój doliny Rudnika w późnym vistulianie i holocenie . . . . . . . . 149 7. Lokalne i ponadregionalne uwarunkowania rozwoju doliny Szreniawy i doliny Rudnika. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 155 8. Znaczenie dopływów rzek tranzytowych w ewolucji systemu fluwialnego ......................... 161 9. Rozwój dolin w ujściowych odcinkach rzek na wyżynach lessowych . . . . . 165 10. Wnioski ...................................... 171 Podziękowania .................................... 175 Bibliografia ...................................... 177 Development of valleys in the mouth river’s reaches of loess uplands in Poland – summary . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 215 Spis rycin ....................................... 219 Spis tabel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 229 Spis fotografii ..................................... 231 1. Wstęp 1.1. Holoceńskie zmiany środoWiska przyrodniczego i icH WpłyW na eWolucję dolin Holocen, ostatnia ciepła epoka w ewolucji środowiska przyrodniczego Ziemi, jest związany z ociepleniem klimatu, zanikiem wielkich lądolodów na półkuli północnej, podniesieniem poziomu oceanów, zmianą warunków obiegu wody i ewolucji gleb, z przesunięciem granic zbiorowisk roślinnych (Starkel 1977b). Istotnymi cechami holocenu są krótkookresowe zmiany klimatu oraz pojawienie się nowego czynnika kształtującego środowisko przyrodnicze – gospodarczej działalności człowieka. Jej wpływ na środowisko był zróżnicowany w przestrzeni i zmieniał się w czasie wraz z doskonaleniem narzędzi pracy i struktur społecznych. Zmiany klimatyczne holo­cenu przejawiają się występowaniem wyraźnych faz względnie chłodnych i wilgot­nych, które odzwierciedlają się wysokimi opadami, wyższą retencją i odpływem, a także większą częstością zdarzeń ekstremalnych. Fazy te, o różnej długości trwa­nia (200–700 lat), oddzielone są od siebie okresami o większej stabilności klimatu, ciepłymi i suchymi (m.in.: Starkel 1966, 1983b, 1995f, 2002, 2003; Khotinsky 1984; Berglund red. 1986; Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1988; Starkel i in. red. 1991; Nes­sje, Johannessen 1992; Magny 1993; Starkel i in. 1996a; Chambers i in. 1999; Issar 2003). Dotychczasowe badania wskazują na synchroniczność występowania tych faz w układzie równoleżnikowym w Europie i wyraźne różnice w profilu południ­kowym. Ma to związek ze strefową zmiennością cyrkulacji powietrza. Rytmiczne wahania klimatu holocenu są wiązane ze zmianami aktywności Słońca (Stuiver i in. 1991; Stuiver, Braziunas 1993) i aktywnością wulkaniczną (Hammer i in. 1980; Bry-son 1989; Bryson, Bryson 1998; Starkel 1998b, 1999c). Holoceńskie zmiany klimatu odzwierciedlone są w środowisku przyrodniczym w różny sposób, np.: w zmianie 1. Wstęp zasięgu lodowców górskich (np.: Patzelt 1977; Karlen 1991; Nessje i in. 2001; Davis i in. 2009; Nessje 2009), w intensywności procesów fluwialnych (m.in.: Starkel 1977a, 1985a, 1995a, 1999d, 2002; Knox 1983, 1984; Kalicki 1988, 1991b; Macklin, Lewin 1993, 2003; Starkel i in. 1996a, 2006; Howard i in. 2000; Lewin i in. 2005; Macklin i in. 2005, 2006; Johnstone i in. 2006; Thorndycraft, Benito 2006; Notebaert, Verstra­eten 2010), aktywności procesów stokowych (m.in.: Starkel 1985b, 1997a; Jonasson 1993; Alexandrowicz 1996a; Berrisford, Matthews 1997; Kotarba, Baumgart-Kotarba 1997; Margielewski 1997, 1998, 2000, 2006; Patzelt 1997; Borgatti, Soldati 2002) oraz w zmianie poziomu jezior (m.in.: Gaillard 1985; Digerfeldt 1988; Harrison i in. 1993; Magny 1993; Pazdur i in. 1994; Starkel i in. 1996c; Ralska-Jasiewiczowa i in. red. 1998; Żurek, Pazdur 1999). Wyniki dotychczasowych badań wskazują, że wpływ zmian klimatycznych na ewolucję systemów dolinnych jest bardzo złożony i zróżnicowany w poszczególnych regionach. Jest to związane m.in. z wielkością doliny, reżimem hydrologicznym rzeki oraz budową geologiczną i rzeźbą jej zlewni. Również sedymentologiczny zapis ewo­lucji dolin jest bardzo zróżnicowany w ich profilach podłużnych oraz w różnych frag­mentach den dolinnych (Starkel 1990, 1995a, 2007a; Kalicki 2006). Większość autorów jest zgodna, że w starszym i środkowym holocenie (eo- i mezoholocen) fazy aktyw-ności fluwialnej są wynikiem zmian klimatu. Fazy te są związane nie tylko z ochło­dzeniem i ze wzrostem wilgotności klimatu, lecz także ze zgrupowaniem w krót­kim czasie wielu zjawisk ekstremalnych. Fazy te przypadają na okresy: 8,5–7,8 tys. lat BP, 6,5–6,0 tys. lat BP, 5,4–4,9 tys. lat BP, 4,5–4,1 tys. lat BP, 3,3–3,0 tys. lat BP, 2,7–2,4 tys. lat BP, 2,2–1,8 tys. lat BP, V–VI w., X–XI w., XIV–XVII w. (Starkel 1983b, 1990, 1995a, d, e, 2000, 2001; Kalicki 1991b, 1996; Starkel i in. 1991, 1996a; Starkel, Gębica 1995). W młodszym holocenie (neoholocen) dynamika systemów fluwial­nych jest efektem nakładania się uwarunkowań klimatycznych i antropopresji, cho­ciaż w różnych i zmieniających się w czasie proporcjach (m.in.: Chotinski, Starkel 1982; Starkel 1987, 2005a, b, 2007b, c; Klimek 1988, 2002, 2003, 2010; Macklin i in. 1992; Klimek, Łanczont 1998; Berglund 2003; Heine, Niller 2003; Klimek i in. 2006; Vanwalleghem i in. 2006; Reder i in. 2010). Powszechnie uważa się, że czynnik antro­pogeniczny najsilniej oddziaływuje na małe zlewnie, wzmacniając odpowiedź śro­dowiska na impuls klimatyczny (m.in.: Hagedorn, Rother 1992; Kalicki 1997). Zda­rza się także, że lokalne uwarunkowania (np. reżim rzeki, rzeźba zlewni) powodują, iż fazy agradacji czy erozji w różnych dolinach są asynchroniczne, a ich korelacja w regionach może być bardzo trudna (Starkel 1985a; Lewin 1992). 1.2. późnovistuliańska i holoceńska eWolucja dolin... 1.2. późnovistuliańska i Holoceńska eWolucja dolin – stan dotycHczasoWycH badań Ewolucja dolin rzecznych w strefie umiarkowanej podejmowana jest w badaniach geomorfologicznych od wielu lat. Wyniki dotychczasowych badań przedstawione są w licznych opracowaniach przeglądowych i monograficznych (m.in.: Gregory red. 1983; Starkel 1985a, 2001, 2005b, 2007a; Starkel i in. red. 1991; Needham, Macklin red. 1992; Macklin, Lewin 1993, 2003; Schellmann red. 1994; Frenzel i in. red. 1995; Gregory i in. 1995; Gurnell, Petts red. 1995; Hagedor red. 1995; Schirmer 1995; Van­denberghe 1995, 2002, 2003; Brown 1997; Benito i in. red. 1998; Brown, Quine red. 1999; Bravard, Magny red. 2002; Gregory, Benito red. 2003; Kalicki 2006; Macklin i in. 2006; Starkel i in. 2006; Notebaert, Verstraeten 2010). Są one rezultatem wielo­letnich geomorfologicznych i interdyscyplinarnych programów badawczych, a ich wyniki wciąż są uzupełniane i weryfikowane przez szczegółowe badania regionalne prowadzone w różnych krajach. Dotychczasowe badania ewolucji dolin w Europie Środkowej wskazują na dużą zbieżność faz aktywności fluwialnej w różnych typach dolin pomimo różnic środowiskowych i stopnia antropopresji. Wskazuje to zda­niem T. Kalickiego (2006) na klimatyczne uwarunkowanie tych faz i dominację czynnika klimatycznego w ewolucji dolin – również tych, których środowisko było i jest znacznie zmienione wskutek gospodarczej działalności człowieka. Zmiany kli­matu miały decydujące znaczenie w rozwoju dolin w obszarach ekstraglacjalnych; mniejszy ich wpływ stwierdzany jest w regionach, które były objęte najmłodszym zlodowaceniem. W rozwoju dużych dolin zmiany klimatyczne późnego vistulianu i holocenu odzwierciedliły się poprzez intensyfikację erozji, odcinanie meandrów lub awulsję koryt, akumulację nowych serii aluwialnych i „czarnych dębów”. W doli­nach o niewielkim spadku dna wzrost wilgotności klimatu powodował zazwyczaj podniesienie poziomu wód gruntowych, co sprzyjało zabagnieniu równin zalewo­wych. Nieco odmiennie następował rozwój niewielkich dolin rzecznych, w których czytelne są głównie fazy aktywności fluwialnej z okresu późnego glacjału (Houben 1997; Kalicki 1997). W eo- i mezoholocenie w dolinach tych praktycznie brak zmiany typu sedymentacji w dnach. Istotne zmiany w ewolucji niewielkich dolin rzecznych zaszły dopiero pod wpływem antropogenicznego wylesienia w neoholocenie. W Polsce badania ewolucji dolin w okresie późnego vistulianu i holocenu mają długą tradycję. Po raz pierwszy odrębność i złożoność serii aluwialnych górnego plejstocenu i holocenu opisano już na przełomie XIX i XX w. (Zaręczny 1894; Fried­berg 1903; Łomnicki 1903). W kolejnych pracach, które powstały w okresie mię­dzywojennym (np.: Smoleński 1918; Klimaszewski 1934, 1937) oraz po II wojnie światowej, omawiano liczbę i budowę rozpoznanych poziomów terasowych, pod­ 1. Wstęp kreślając złożoność budujących je serii aluwialnych oraz nadbudowanie teras osa­dami stokowymi lub wydmami (m.in.: Klimaszewski 1948, 1971; Środoń 1952; Jahn 1957; Stupnicka, Szumański 1957; Starkel 1960, 1968, 1977b; Dziewański, Starkel 1962; Laskowska-Wysoczańska 1971). W Polsce północnej liczbę i wykształcenie pozio­mów terasowych wiązano głównie z fazami deglacjacji i odpływu wód marginalnych (m.in.: Galon 1934, 1953, 1961, 1967, 1968; Kozarski 1962; Różycki 1967; Niewiarow­ski 1968; Roszko 1968). Szczegółowe badania ewolucji systemów fluwialnych pod koniec vistulianu i w holocenie doprowadziły do opracowania koncepcji zmiany układu koryt rzecznych z roztokowych na meandrowe (Falkowski 1975). Duży postęp w badaniach przyniosły analizy palinologiczne i wyniki datowań radiowę­glowych (Mamakowa, Starkel 1974; Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1975), jak również zastosowanie w badaniach fluwialnych dendrochronologii (Krąpiec 1992) oraz ana­liz malakologicznych (Alexandrowicz 1987a). Pozwoliło to przeprowadzić komplek­sowe studia paleogeograficzne w różnych regionach Polski. Dzięki wieloletnim bada­niom geomorfologicznym i interdyscyplinarnym, realizowanym w poszczególnych systemach fluwialnych, powstały liczne prace przeglądowe i monograficzne (m.in.: Rosa 1964; Galon 1968; Falkowski 1971, 1975; Sylwestrzak 1973, 1978; Nakonieczny 1975; Piasecki 1976, 1982; Kozarski, Rotnicki 1977, 1978; Lindner 1977; Starkel 1977a, 1988b, 1991a, d, 1994a, b, 1995a, b, f, g, 1997b, 1998a, 1999b, 2000, 2001; Kozarski 1983a; Turkowska 1984b, 1988, 1992, 1995, 1997, 2002; Brykczyński 1986; Florek 1991, 1993, 1996, 1997a; Rotnicki 1991a, b; Starkel, Gębica 1992, 1995; Śnieszko 1995; Star­kel i in. 1996a, b, 1999, 2006, 2007; Harasimiuk i in. 2000, 2002a, b; Gębica 2004). Ich rezultaty są wciąż weryfikowane i uzupełniane wynikami badań realizowanych w różnych ośrodkach naukowych. W poszczególnych regionach Polski badaniami objęte zostały całe systemy dolinne lub ich fragmenty. Do ważniejszych opracowań regionalnych należą publikacje dotyczące ewolucji doliny Wisły (szczegółowa lite­ratura w pozycjach: Starkel red. 1982, 1987, 1990, 1991a, 1995, 1996; Starkel 2001) oraz dolin jej wybranych dopływów. Szczegółowe badania przeprowadzono m.in. w dolinach: Przemszy (Klimek 1987; Panek 2008), Raby (Alexandrowicz, Wyżga 1992), Dunajca (Sokołowski 1995), Wisłoki (Klimek 1974; Mamakowa, Starkel 1977; Niedziałkowska i in. 1977; Alexandrowicz i in. 1981; Starkel i in. 1982; Starkel 1995c; Starkel, Granoszewski 1995), Wisłoka (Gębica, Superson 2003; Gębica, Płoskonka 2008; Gębica i in. 2009a), Sanu (Buraczyński, Wojtanowicz 1960; Szumański 1977, 1982, 1983, 1986; Wojtanowicz 1978; Klimek, Łanczont 1998; Gębica i in. 2009b), Bugu (Wojtanowicz 1995; Szwajgier 1999; Harasimiuk, Szwajgier 2004), Wieprza (Maksiak 1966; Szumański 1981; Harasimiuk 1991; Buraczyński 1996; Kociuba, Brze­zińska-Wójcik 1999), Wierzycy (Błaszkiewicz, Gierszewski 1989; Błaszkiewicz 1998), Bzury i innych dopływów dolnej Wisły (Andrzejewski 1984, 1985, 1986, 1991, 1994). Na szczególną uwagę – ze względu na temat prezentowanej pracy – zasługuje publi­kacja L. Andrzejewskiego (1994) poświęcona ewolucji doliny dolnej Wisły. Autor 1.2. późnovistuliańska i holoceńska eWolucja dolin... ten objął badaniami kilka dolin dopływów Wisły różniących się wiekiem, morfo­genezą i stopniem antropogenicznego przekształcenia. Zaprezentował mechanizm kształtowania się jednolitego systemu fluwialnego w dorzeczu dolnej Wisły pod­czas recesji ostatniego zlodowacenia oraz w późnym vistulianie i holocenie. Określił również wpływ zmian wspólnej dla badanych dolin bazy erozyjno-denudacyjnej na wykształcenie form i osadów w dolinach bocznych wzdłuż ich profili podłużnych. Dzięki objęciu badaniami bardzo różnie wykształconych dolin możliwe było także określenie roli uwarunkowań lokalnych (środowiska przyrodniczego badanych dolin) dla tendencji procesów fluwialnych w badanych dolinach. W Polsce północnej opracowano wybrane odcinki wielu dolin m.in.: Regi (Cedro 2003, 2004a, b, 2007), Parsęty (Zwoliński 1985, 1986), Wieprzy (Kaczmarzyk 2008; Kaczmarzyk i in. 2008), Słupi (Florek, Florek 1986; Florek 1988a, b, 1989a, b; Alexan­drowicz i in. 1989; Florek red. 1989; Orłowski 1989) i Łupawy (Florek 1992; Czer­niawska 2007). Wyniki przeprowadzonych badań wskazują, że doliny rzek ucho­dzących bezpośrednio do Bałtyku (strefa Przymorza) są stosunkowo młode, co jest efektem późnego ukształtowania się sieci odwodnienia tego obszaru dopiero na przełomie najstarszego dryasu i bollingu (Piasecki 1982; Florek 1997a, b). Potwier­dzeniem młodego wieku form dolinnych są ich profile podłużne, które wyrównane zostały dopiero w okresie atlantyckim. Wiele form dolinnych w strefie Przymorza jest znacznie starszych niż płynące w nich rzeki. Są to formy złożone, powstałe z połączenia przez rzeki różnych form wklęsłych zazwyczaj o genezie fluwioglacjal­nej (Piasecki 1976). Doliny te współcześnie charakteryzują się dużym zróżnicowa­niem genetycznym, co odzwierciedla się w różnym stopniu fluwialnej modyfikacji cech ich aluwiów. Dotychczasowe badania późnovistuliańskiej i holoceńskiej ewo­lucji koryt i dolin rzecznych Pomorza oraz strefy nadbałtyckiej potwierdzają tezę o dominującym znaczeniu czynnika klimatycznego w ich ewolucji (Florek 1997a, b). W dolinach tych obszarów nie stwierdzono jednak występowania tzw. wielkich meandrów, charakterystycznych dla dużych rzek w obszarze ekstraglacjalnym. W niektórych odcinkach dolin strefy nadmorskiej w okresie subatlantyckim roz­winęły się także koryta anastomozujące (np. w dolinie Słupi i w dolinie Wieprzy). Badania zrealizowane w tym obszarze wykazały również, że wpływ litorynowych transgresji Bałtyku na ewolucję dolin ograniczał się jedynie do ich krótkich odcin­ków (Florek 1997a, b). Wpływ działalności człowieka na rozwój systemów dolinnych strefy nadbałtyckiej rozpoczął się dużo później niż w regionach południowej Polski, bo dopiero w średniowieczu, a w wielu dolinach aż do XX w. miał on ograniczony zasięg. W obszarze tym słabo udokumentowane jest także znaczenie ruchów glacjo­izostatycznych i neotektonicznych dla kształtowania sieci dolinnej i rzecznej w póź­nym vistulianie i holocenie (Florek 1997a, b). Liczne są również opracowania późnovistuliańskiej i holoceńskiej ewolucji dolin w dorzeczu Odry. Badaniami objęto m.in. doliny: Warty (m.in.: Kozarski, Rot­ 1. Wstęp nicki 1977, 1978; Gonera 1986; Kozarski i in. 1988; Kozarski 1991; Forysiak, Petera 2004; Turkowska i in. 2004; Forysiak 2005), Liswarty (Fajer 2004), Bobru (Florek 1982, 1983, 1984), Prosny (Kozarski, Rotnicki 1978; Rotnicki 1987; Rotnicki, Mły­narczyk 1989), Obry (Słowik 2007), górnej Odry i jej wybranych dopływów (m.in.: Klimek 2000, 2002, 2010; Krąpiec i in. 2004; Traczyk 2007; Wójcicki 2010; Wójcicki i in. 2010) oraz doliny w rejonie Łodzi (m.in.: Turkowska 1984a, 1985, 1990, 2007; Kamiński 1993; Wachecka-Kotkowska 1996, 2004a, b; Kobojek 2000; Forysiak i in. 2010). W większości dolin środkowej Polski w późnym vistulianie miała miejsce kilkuetapowa erozja wgłębna, której wynikiem są liczne poziomy terasowe. Był to także okres zmiany systemu koryt z roztokowych na meandrowe, a w niektórych dolinach współistniały w tym okresie obydwa typy rozwinięcia koryta (Turkowska 1992). Oprócz warunków klimatycznych i rozwoju szaty roślinnej na zmianę sys­temu odpływu pod koniec vistulianu wpływały często warunki lokalne. Najszybciej z roztokowych na meandrowe zmieniały się koryta rzek, których dorzecza charakte­ryzują się mało urozmaiconą rzeźbą (Turkowska 1988). Badania osadów budujących dna dolin w Polsce środkowej wskazują na złożoność trendów paleohydrologicznych i sedymentacyjnych od początku holocenu. W wielu dolinach osady eoholoceńskie przykryte są młodszymi aluwiami korytowymi i pozakorytowymi, a w niektórych tworzą współcześnie wyłącznie wyższe poziomy terasowe. Do ważnych zagadnień podejmowanych w badaniach systemów fluwialnych w środkowej Polsce należą także wpływ zmiany położenia bazy erozyjnej i młodych ruchów tektonicznych na ewolucję dolin i koryt oraz wpływ zmiany powiązań między systemem fluwialnym i stokowym w okresie późnego vistulianu i w holocenie (Turkowska 2002). Stosunkowo liczne są także opracowania dotyczące ewolucji dolin różnej wiel­kości na obszarach lessowych w Polsce. Dotychczas badania obejmowały przeważ­nie niewielkie suche doliny denudacyjne (m.in.: Alexandrowicz 1983; Śnieszko 1985, 1991, 1995, 1997; Śnieszko, Grygierczyk 1991; Zgłobicki i in. 2003; Zygmunt 2004a, b, 2009; Szwarczewski 2006, 2007, 2009a, b; Kołodyńska-Gawrysiak 2008; Rodzik i in. 2009) lub wybrane odcinki den dolin rzecznych (m.in.: Klatka 1958; Nakonieczny 1962; Grzybowski 1976; Bałaga, Maruszczak 1981; Kosmowska-Suf­czyńska 1983a, b; Rutkowski 1984, 1989a, b, 1991; Alexandrowicz 1988, 1989, 1997; Kowalski, Swałdek 1991; Przybylski 1994; Superson, Warowna 1996; Gawrysiak i in. 1998; Ludwikowska-Kędzia 2000; Klimek 2002, 2010; Superson i in. 2003; Klimek i in. 2006; Kalicki, Krupa 2009; Krupa i in. 2009; Dobrowolski i in. 2010; Reder i in. 2010; Wójcicki 2010, 2012). W południowej części Wyżyny Małopolskiej, któ­rej dotyczą prezentowane w publikacji badania, opracowano dotychczas rozwój środkowego odcinka doliny Nidy (Hakenberg, Lindner 1971, 1973), rozwój doliny Sancygniówki (Śnieszko 1985), Małoszówki (Michno i in. 1997; Michno 2000; Haj­dukiewicz 2010) i wybranych odcinków doliny Nidzicy (Śnieszko 1987; Michno 2004, 2005). Wyniki dotychczasowych badań wskazują, że nie ma takiego profilu 1.2. późnovistuliańska i holoceńska eWolucja dolin... litologicznego, który można by uznać za reperowy (wzorcowy) dla rozwoju dolin na wyżynach lessowych na przestrzeni ostatnich 10–15 tys. lat. Po etapie późnovi­stuliańskiej erozji rozwój dolin w tych regionach był bardzo zróżnicowany. Również zapis zmian klimatu i antropogenicznych przemian środowiska jest zróżnicowany w poszczególnych dolinach (Śnieszko 1995). Inaczej rozwijały się doliny denuda­cyjne, inaczej duże doliny rzeczne o szerokich akumulacyjnych dnach. Odmiennie, zwłaszcza w pierwszej połowie holocenu, następował rozwój dolin w obszarach, gdzie podłożem dla lessów są skały węglanowe. Charakterystyczne dla tych dolin było tworzenie się w tym okresie w dnach dolin martwic wapiennych. Ich wykształ­cenie oraz wiek w dużym stopniu uwarunkowane były rzeźbą konkretnego odcinka dna doliny i zmianą wypływu wód podziemnych (Alexandrowicz, Szulc 1984; Śnieszko 1995). Dlatego też w obszarach węglanowych określenie relacji pomiędzy denudacją mechaniczną lessów a ich denudacją chemiczną jest szczególnie trudne. Stosunkowo dobrze wykształcone są w takich obszarach młodsze osady holocenu – zarówno tzw. mada starsza, jak i mada młodsza związana głównie z okresem histo­rycznym (Alexandrowicz, Szulc 1984; Rutkowski 1984, 1989a, b). Osady budujące dna niewielkich dolin denudacyjnych na wyżynach lessowych w Polsce wskazują na duży wpływ antropogenicznego przekształcenia środowiska oraz wykształce­nia rzeźby na intensywność denudacji stoków i akumulację osadów deluwialnych. Doliny nieckowate charakteryzuje podobny rozwój. Jeszcze przed rozpoczęciem holocenu w dnach tych dolin formowane były bruzdy erozyjne, które szybko zapeł­niane były osadami denudacji późnovistuliańskiej (Śnieszko 1995). Tylko niektóre z tych form zostały w młodszym okresie przekształcone w wąwozy. Badania dolin denudacyjnych na Roztoczu (Śnieszko 1991), Wyżynie Sandomierskiej (Alexandro­wicz 1983) oraz Płaskowyżu Proszowickim (Śnieszko 1983; Śnieszko, Grygierczyk 1991) i Garbie Wodzisławskim (Śnieszko 1985) wskazują, że w pierwszej połowie holocenu natężenie denudacji mechanicznej na wyżynach lessowych w Polsce było niewielkie. Dopiero osady deluwialne występujące powyżej kopalnych gleb łąko­wych związane są bezpośrednio z denudacją mechaniczną wywołaną gospodarczą działalnością człowieka. W większych dolinach denudacyjnych, które współcześnie odwadniane są epizodycznie, podstawową masę osadów budujących dna stanowią utwory związane z erozją wąwozową i gwałtownym przepływem wód. Starsze osady w większości zostały wyprzątnięte z den tych dolin, a ich zbocza rozczłonkowane są siecią wąwozów i parowów. Rozwój dużych dolin rzecznych w obszarach lesso­wych w Polsce wykazuje natomiast wyraźny związek z rzeźbą dorzecza oraz szero­kością i spadkiem dna. W dnach tych dolin na różnej głębokości występują kopalne poziomy erozyjne, wskazujące na kilkuetapową erozję wgłębną. W większości dolin rzecznych na najniższym poziomie erozyjnym występują pozakorytowe osady węglanowe nawet kilkumetrowej miąższości, które przykryte są utworami organicz­nymi lub mineralno-organicznymi. 1. Wstęp Analiza wyników dotychczasowych badań ewolucji dolin w Polsce pozwala na sformułowanie głównych kierunków badawczych. Dotyczą one kilku zagadnień: zmian typu koryt rzecznych, ich geometrii oraz wieku i przyczyn tych zmian (m.in.: Falkowski 1967, 1971, 1975; Mycielska-Dowgiałło 1972, 1978; Kozarski 1974, 1981, 1983a, b, 1991; Rotnicki 1974; Kozarski, Rotnicki 1977; Starkel 1977b, 1983b; Szumań­ski 1977, 1982, 1983, 1986; Florek 1982, 1991); rekonstrukcji dawnych przepływów rzecznych (m.in.: Starkel i in. 1982; Rotnicki 1983, 1991b; Antczak 1986; Gonera 1986; Gębica, Starkel 1987; Starkel red. 1990; Kalicki i in. 1996); tendencji przebiegu pro­cesów fluwialnych u schyłku vistulianu i w holocenie, odzwierciedlonych w fazach agradacji lub erozji w dolinach rzecznych (m.in.: Starkel 1960, 1977a, 1983b; Kozar­ski, Rotnicki 1977; Alexandrowicz i in. 1981; Florek 1982, 1991; Kalicki 1987, 1991b; Kalicki, Starkel 1987; Turkowska 1988; Starkel i in. 1991); sedymentologicznego zapisu ewolucji dolin na tle zmian klimatycznych i antropopresji w osadach budu­jących ich dna (m.in.: Hakenberg, Lindner 1971, 1973; Śnieszko 1985, 1995; Kalicki 1988, 1997, 2000, 2006; Klimek 1988, 2002; Florek 1989a; Rotnicki, Młynarczyk 1989; Andrzejewski 1991, 1994; Starkel, Gębica 1992; Turkowska 1992; Gębica 1995a, 2004; Błaszkiewicz 1998; Kalicki, Pietrzak 1999, 2004; Ludwikowska-Kędzia 2000; Michno 2000, 2004, 2005; Harasimiuk i in. 2002a, b; Starkel 2002; Cedro 2004a, b; Gębica, Płoskonka 2008; Wójcicki 2010, 2012). Dotychczasowe badania późnoglacjalnej i holoceńskiej ewolucji dolin rzecznych w Polsce wskazują, że erozja wgłębna w niektórych dużych dolinach rozpoczęła się już w górnym plenivistulianie (ok. 16–15 tys. lat BP) lub w późnym vistulianie. Jej początek był jednak wyraźnie opóźniony w dolinach o niewielkim spadku dna (Starkel i in. 2007). Erozji wgłębnej w dolinach rzecznych sprzyjało ocieplenie kli­matu. Jego aridyzacja rozpoczęła się znacznie wcześniej niż zmiany w systemach dolinnych, bo już ok. 25 tys. lat BP (Maruszczak 1987, 1991; Harasimiuk 1991; Star­kel 1994b). Ocieplenie to zaznaczyło się także w zmianie typu roślinności (Wasy­likowa 1964) oraz powszechnej zmianie reżimu rzecznego, ale dopiero w bollingu (ok. 13–12 tys. lat BP) (Kozarski 1983a, b; Starkel 1983b, 1988b, 1995a, 2000; Starkel i in. 1996a). Przemiany środowiska przyrodniczego związane ze zmianami klimatu w późnym vistulianie w zasadniczy sposób wpłynęły na warunki odpływu rzecz­nego i ograniczenie dostawy materiału klastycznego do den dolin. Efektem tego były zmiany w systemach fluwialnych, objawiające się zazwyczaj przemianą układu koryt z roztokowych na meandrowe o wielopromiennych zakolach. Szczególnie dobrze ten etap rozwoju dolin opisany jest w zlewni Wisły (m.in.: Falkowski 1967, 1982; Mycielska-Dowgiałło 1978, 1987; Szumański 1982, 1983, 1986; Gębica, Starkel 1987; Kalicki 1987, 1991a, b; Kalicki, Starkel 1987; Klimek 1987; Rutkowski 1987; Gębica 1995a; Kalicki, Zernickaya 1995; Starkel, Gębica 1995; Starkel i in. 1996a, b, 2007; Starkel 2001; Gębica i in. 2009b). Nie wszystkie rzeki zareagowały w tym samym czasie na zmiany klimatu w późnym vistulianie. Wisła na wschód od Krakowa jesz­ 1.2. późnovistuliańska i holoceńska eWolucja dolin... cze w bollingu była rzeką roztokową i dopiero w allerodzie zmieniła swoje koryto na meandrowe (Kalicki, Starkel 1987; Kalicki 1991a, 1992b). Utworzone zostały zakola o dużych parametrach, nastąpiło poszerzenie dna doliny, a lokalnie rozcięte zostały także płytko zalegające iły mioceńskie (Kalicki 1987; Kalicki, Zernickaya 1995). Zda­niem D. Nalepki (1994) swobodnej migracji koryta Wisły w dnie doliny sprzyjał w tym okresie brak zwartej szaty roślinnej. Również w dolinie Wisłoki duże pale­okoryto funkcjonowało już w allerodzie (Mamakowa, Starkel 1974). W Bieruniu Nowym koło Oświęcimia spąg wypełnienia dużego paleokoryta Wisły datowany jest na 12,5 tys. lat BP (bolling). W zlewniach, w których do den dolin dostarczana była znaczna ilość materiału klastycznego, zmiana układu koryt z roztokowych na meandrowe nastąpiła dużo później. Na przykład system roztokowy stożka Przemszy przetrwał do 11,9 tys. lat BP (allerod) (Klimek 1987), w przypadku Dunajca – do początku holocenu (Sokołowski 1995), a Soły nawet dłużej (Klimek 1987). Inten­sywna erozja wgłębna rzek w późnym vistulianie spowodowała głębokie wcięcie koryt oraz częściowe lub całkowite rozcięcie starszych osadów budujących dna dolin. Kopalne poziomy erozyjne (2–4 poziomy) znane są także z dolin wyżyn lessowych w Polsce. Na przykład w dolinie górnej Nidzicy datowane są one jako starsze od allerodu, a w dolinie Rudawy w Rowie Krzeszowickim (Rutkowski 1984) oraz Bystrzycy i Huczwy na Wyżynie Lubelskiej (Nakonieczny 1967, 1975; Bałaga, Maruszczak 1981) na starsze od najmłodszego dryasu. W dolinie górnej Nidzicy do okresu allerodu rozcinanie osadów plenivistulianu następowało w dwóch etapach – przed bollingiem do głębokości ok. -1,5 m, a przed allerodem do głębokości ok. -8 m (Śnieszko 1987, 1995). W dolinie Nidy główny etap erozji w późnym vistulianie dato­wany jest również na allerod, lecz zdaniem M. Hakenberga i L. Lindnera (1971, 1973) rozcinanie poziomu terasy plejstoceńskiej rozpoczęło się już w starszym dryasie. W niektórych dolinach w chłodniejszych okresach późnego vistulianu, przy zwiększonej dostawie materiału stokowego, mógł nastąpić ponownie rozwój koryt roztokowych (Kalicki 1991b; Starkel i in. 1991). Po okresie młodszego dryasu o sto­sunkowo chłodnym, kontynentalnym klimacie nastąpiło gwałtowne ocieplenie roz­poczynające holocen (Starkel, Ralska-Jasiewiczowa 1991). Spowodowało to zmianę reżimu rzecznego i spadek ilości transportowanego w korytach materiału klastycz­nego. Na początku holocenu zmniejszyły się parametry zakoli w korytach mean­drowych, w innych dolinach, w których krótko w młodszym dryasie funkcjonowały koryta roztokowe, nastąpił powrót do układu meandrowego (Starkel 2001). Wyraź­nemu ociepleniu na początku holocenu towarzyszył stopniowy rozwój roślinności. Wilgotny i ciepły klimat sprzyjał głębokiemu krążeniu wód i procesom ługowania. Do den dolin była dostarczana znaczna ilość węglanów. W pierwszej połowie holo­cenu w zależności od lokalnych warunków środowiskowych w dnach dolin two­rzyły się martwice wapienne i torfy (Jersak, Śnieszko 1983, 1987; Jersak i in. 1992). Ograniczone w wielu dolinach na początku holocenu tempo agradacji zadecydo­ 1. Wstęp wało o funkcjonowaniu w dolinach rzecznych w tym okresie równin zalewowych utworzonych w dużej mierze w okresie późnego vistulianu (Starkel 1977b). Wyraźna zmiana w rozwoju dolin nastąpiła dopiero pod koniec okresu atlantyckiego wraz z rozwojem stabilnego osadnictwa i upowszechnieniem rolnictwa. Początkowo we wczesnym neolicie (kultura ceramiki wstęgowej rytej, osadnictwo cyklu lendziel­sko-polgarskiego) wpływ człowieka na środowisko był mało istotny i zazwyczaj ograniczony do niewielkich obszarów. Jednak już w środkowym neolicie wraz z roz­wojem kultury pucharów lejkowatych ingerencja człowieka w środowisko stawała się coraz większa. Wiązało się to z upowszechnieniem ekstensywnego rolnictwa, które wymagało odlesienia dużych powierzchni w obrębie stoków i wierzchowin (m.in.: Kruk 1972, 1987, 1991, 1993; Śnieszko 1985, 1995; Wasylikowa i in. 1985; Starkel 1988a, 2004, 2005a, b, 2007a, b; Kruk i in. 1996; Kruk, Śnieszko 1998; Michno 1998, 2000; Nogaj-Chachaj 1998, 2004, 2006; Dwucet, Śnieszko 2003; Poręba i in. 2011). Pod koniec neolitu wraz z ekspansją pasterskiej ludności kultury ceramiki sznuro­wej (rozwój hodowli, regres rolnictwa) nastapiło ograniczenie procesów denudacyj­nych na stokach. Rozwój tej kultury przypadał także na okres zmniejszenia częstości występowania powodzi w dolinach rzecznych. Jak wskazują dotychczasowe badania w poszczególnych regionach Polski, początek denudacji stoków w holocenie jest bardzo zróżnicowany. Zwykle uwarunkowana ona była lokalnymi cechami rzeźby, intensywnością opadów lub koncentracją osadnictwa i gospodarczej działalności człowieka na małym obszarze (Śnieszko 1995; Kruk i in. 1996; Kruk, Śnieszko 1998; Michno 1998, 2000). W dolinie Wisły koło Krakowa najstarsze osady deluwialne są datowane w Pleszowie na 5830–5380 lat BP i po 4750 lat BP (Starkel i in. 1984; Wasylikowa i in. 1985; Godłowska i in. 1987), w Śmiłowicach na 6240 lat BP, w Heb­dowie na 6530 lat BP (Gębica 1995a). Również w Bronocicach w zlewni Nidzicy najstarsze deluwia rozpoznane u wylotu suchej doliny, będące efektem intensyw­nej erozji bruzdowej, powstały przed ekspansją osadnictwa środkowoneolitycznego (Kruk i in. 1996). Erozja gleb w neolicie zapisana jest także w osadach budujących dna suchych dolin oraz stożki proluwialne na Płaskowyżu Głubczyckim (Klimek 2003, 2010; Zygmunt 2004a, b, 2009), w dolinie Nidy (Szwarczewski 2006, 2007, 2009a, 2009b), w dolinie Oławy na lessowym Przedgórzu Sudeckim (Teisseyre 1994) i w niektórych dolinach na Wyżynie Lubelskiej (Nogaj-Chachaj 2004; Kołodyńska­-Gawrysiak 2008; Rodzik i in. 2009; Reder i in. 2010; Superson i in. 2003, 2011). Również w innych regionach Europy początek intensywnej erozji gleb na stokach powszechnie wiązany jest z okresem neolitu (m.in.: Semmel 1995; Lang, Hönscheidt 1999; Wunderlich 2000; Lang 2003; Bertran 2004; Fuchs i in. 2011). Wyniki dotych­czasowych badań wskazują, że intensywna denudacja stoków, erozja gleb i erozja wąwozowa zachodziły także we wczesnej fazie okresu rzymskiego i na początku epoki brązu, w X–XI w. oraz w okresie małej epoki lodowej (m.in.: Maruszczak 1973, 1988; Schirmer 1983; Jones i in. 1985; Cremaschi i in. 1994; Niewiarowski i in. 1995; 1.3. specyfika obszaróW lessoWych Śnieszko 1995; Frenzel 2000; Superson i in. 2003; Zgłobicki i in. 2003; Starkel 2005a, b; Superson, Zgłobicki 2005; Gardziel i in. 2006; Vanwalleghem i in. 2006; Twardy 2008; Zgłobicki 2008; Wójcicki 2010). 1.3. specyfika obszaróW lessoWycH Dla badań przemian środowiska przyrodniczego w holocenie szczególnie atrakcyjne są obszary lessowe. Decyduje o tym duże tempo ich denudacji i znaczna antropo­presja, trwająca już ok. 6 tys. lat. Cechą charakterystyczną lessów jest ich duża poro­watość, co przy obecności wody sprawia, że pokrywy te są szczególnie narażone na procesy erozyjne i denudację. Dogodne warunki orograficzne (niewielkie nachyle­nia stoków, obecność szerokich zrównań denudacyjnych i powierzchni terasowych) oraz urodzajne gleby zadecydowały o intensywnym i trwałym zagospodarowaniu tych obszarów. Rozwój stałego osadnictwa oraz rolnictwa od neolitu razem z waha­niami klimatu stały się więc przyczyną istotnych zmian typu i natężenia procesów morfogenetycznych w tych obszarach. Lessy występujące w Polsce stanowią fragment europejskiej strefy lessowej, roz­ciągającej się od atlantyckich wybrzeży Francji przez wyżyny Europy Środkowej do Uralu. Pokrywy te są zbudowane ze zróżnicowanych stratygraficznie warstw, wśród których pod względem powierzchni i miąższości dominują lessy vistulianu (Jersak 1973). Istotnym zagadnieniem, które należy uwzględnić w rozważaniach paleogeograficznych nad dotychczasową ewolucją rzeźby obszarów lessowych, jest zakończenie akumulacji eolicznej pyłów oraz początek degradacji pokrywy lessowej. Zakończenie akumulacji lessów w Polsce jak dotąd jest słabo poznane. Zdaniem H. Maruszczaka (1985) akumulacja lessów zakończyła się ok. 15–12 tys. lat BP. Bada­nia osadów jaskiniowych na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej wskazują, że pyły były transportowane w atmosferze jeszcze pod koniec plenivistulianu – 15–14 tys. lat BP. Datowanie poziomu próchnicznego występującego poniżej stropu lessów na stanowisku Kraków-Spadzista informuje, że po tym okresie akumulacja eoliczna pyłów zdecydowanie osłabła (Ginter i in. 1987). Datowania muszli mięczaków w dolinie Szklarki koło Krakowa wskazują na koniec akumulacji pyłów ok. 14,8 tys. lat BP (Alexandrowicz 1989). Wyniki badań fluwialnych w dnie doliny Wisły na wschód od Krakowa sugerują, że akumulacja lessów ustała przed co najmniej 13,5 tys. lat BP – wtedy tzw. terasa lessowa (czyli nadbudowana lessem) była już roz­cięta do poziomu współczesnego dna doliny (Kalicki 1991b). Zdaniem Z. Śnieszki (1995) nie ma podstaw, by twierdzić, że zakończenie akumulacji lessów w południo­wej Polsce było metachroniczne (nastąpiło w tym samym czasie). Przytoczone dane uściślają jednak początek degradacji pokrywy lessowej w Polsce, która rozpoczęła 1. Wstęp się wcześniej niż powszechnie przyjmowana granica vistulianu i holocenu (Dwu­cet, Śnieszko 1995a). Niewykluczone jest również, że degradacja pokrywy lessowej rozpoczęła się jeszcze przed całkowitym zakończeniem eolicznej akumulacji pyłów. Rezultatem degradacji pokrywy lessowej zachodzącej pod wpływem zmian klimatu oraz działalności gospodarczej jest transformacja pierwotnych cech lessu. Odzwier­ciedlają ją zazwyczaj: uziarnienie osadów, zmiana zawartości węglanu wapnia i sub­stancji organicznej. Różnice tych składowych w osadach deponowanych w dnach dolin i u podnóży stoków, a tym samym czytelność sedymetologicznego zapisu przemian środowiska przyrodniczego wynikają zarówno z rodzaju transportu oraz tempa akumulacji, jak i z cech obszaru depozycji. 1.4. cel badań Mimo licznych publikacji dotyczących późnovistuliańskiej i holoceńskiej ewolucji dolin wiele zagadnień pozostaje otwartych. Jednym z nich jest wpływ zmian kli­matu i działalności człowieka na ewolucję dolin w ujściowych odcinkach rzek róż­nej wielkości w obszarach lessowych Europy Środkowej. Wciąż słabo jest poznany wpływ lokalnych czynników (np. zróżnicowania środowiska przyrodniczego zlewni, spadku i szerokości dna doliny) oraz zmiany położenia regionalnej bazy erozyj­nej na sedymentologiczny zapis zmian klimatu i działalności człowieka w osadach budujących dna dolin rzecznych na wyżynach lessowych. Dotychczasowe bada­nia w obszarach lessowych Europy Środkowej uwzględniały wpływ uwarunkowań lokalnych jedynie na rozwój niewielkich suchych dolin. Zagadnienie to nie jest nato­miast opracowane dla dolin rzecznych o stałym odpływie. Istotnym, lecz słabo opracowanym zagadnieniem jest również znaczenie wielko­ści rzeki i zróżnicowania rzeźby jej zlewni dla transferu osadów pomiędzy stokami, dolinami bocznymi i równiną zalewową. Problem ten jest szczególnie ważny w kon­tekście kierunku dostawy osadów na równinę zalewową i tempa agradacji den dolin na wyżynach lessowych. Wiele trudności nasuwa też powiązanie faz rozwoju dużych tranzytowych dolin, stanowiących regionalne bazy erozyjne w systemie fluwialnym (Schumm 1977), z ewolucją dolin w ujściowych odcinkach ich dopływów. Relacja ta jest obecnie dobrze rozpoznana jedynie w obszarach młodoglacjalnych lub na przedpolu gór. Brak jest takiego opracowania dla obszarów wyżynnych. Celem podjętych badań było poznanie ewolucji dolin w ujściowych odcinkach rzek różnej wielkości w obszarach lessowych Polski. W pracy zwróciłam szcze­gólną uwagę na wpływ zmian klimatu i czynników lokalnych na ewolucję dolin i czytelność sedymentologicznego zapisu ich rozwoju w osadach budujących dna. 1.5. obszar badań Rozpoznałam także czynniki decydujące o dostawie osadów do den dolin wyżyn lessowych i scharakteryzowałam tempo agradacji równin zalewowych w tych doli­nach. W kontekście modelu systemu fluwialnego S.A. Schumma (1977) określiłam również wpływ późnovistuliańskiej i holoceńskiej ewolucji doliny Wisły, jako rzeki tranzytowej, na rozwój dolin jej wyżynnych dopływów. Scharakteryzowałam także znaczenie dolin wyżyn lessowych dla funkcjonowania systemu fluwialnego rzek tranzytowych Europy Środkowej. 1.5. obszar badań Jako obszar szczegółowych badań wybrałam doliny ujściowych odcinków dwóch lewostronnych dopływów Wisły: Szreniawy (długość badanego odcinka doliny: 7,6 km) i Rudnika (długość badanego odcinka doliny: 5,9 km). Badane doliny położone są w obrębie kilku mezoregionów fizycznogeograficznych (tab. 1, ryc. 1.). tabela 1. Regionalizacja fizycznogeograficzna zlewni Szreniawy i zlewni Rudnika (na podstawie: Kondracki 1994) table 1. Physicogegraphical regionalization of the Szreniawa and Rudnik catchments (after Kondracki 1994) Zlewnia Szreniawy Prowincja Wyżyny Małopolskie (34) Podprowincja Wyżyna Śląsko-Krakowska (341) Makroregion Wyżyna Krakowsko-Częstochowska (341.3) Mezoregion Wyżyna Częstochowska (341.31) Wyżyna Olkuska (341.32) Podprowincja Wyżyna Małopolska (342) Makroregion Niecka Nidziańska (342.2) Mezoregion Wyżyna Miechowska (342.22) Płaskowyż Proszowicki (342.23) Podprowincja Północne Podkarpacie (512) Makroregion Kotlina Sandomierska (512.4) Mezoregion Nizina Nadwiślańska (512.41) Zlewnia Rudnika Prowincja Wyżyny Małopolskie (34) Podprowincja Wyżyna Małopolska (342) Makroregion Niecka Nidziańska (342.2) Mezoregion Płaskowyż Proszowicki (342.23) Podprowincja Północne Podkarpacie (512) Makroregion Kotlina Sandomierska (512.4) Mezoregion Nizina Nadwiślańska (512.41) 1. Wstęp rycina 1. Położenie zlewni Szreniawy oraz zlewni Rudnika (R) na tle granic jednostek fizycznogeograficz­nych wg J. Kondrackiego (1994): 1 – granice prowincji, 2 – granice podprowincji, 3 – granice makrore­gionów, 4 – granice mezoregionów, 5 – numery mezoregionów, 6 – główne rzeki, 7 – miejscowości, 8 – zlewnia Szreniawy oraz zlewnia Rudnika figure 1. Location of the Szreniawa and Rudnik (R) catchments against geographical region boundaries after J. Kondracki (1994): 1 – boundaries of provinces, 2 – boundaries of subprovinces, 3 – boundaries of macroregions, 4 – boundaries of microregions, 5 – mesoregion numbers, 6 – major rivers, 7 – locali­ties, 8 – Szreniawa and Rudnik catchments Doliny te, różniące się między sobą cechami morfometrycznymi zlewni, budową geo­logiczną i rzeźbą, stanowią przykłady dwóch różnych typów dolin rzecznych wyżyn lessowych w Polsce. Dolina Szreniawy reprezentuje typ dużych płaskodennych dolin rzecznych. Jej zlewnia o powierzchni 713,4 km2 charakteryzuje się odmiennie wykształconą budową geologiczną, a także rzeźbą w górnej i środkowej części oraz części dol­nej. Źródła Szreniawy położone są na wysokości 376 m n.p.m. w obrębie Wyżyny Częstochowskiej, stanowiącej mezoregion Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej 1.5. obszar badań (Kondracki 1994). Niewielki fragment górnej części zlewni znajduje się także na Wyżynie Olkuskiej. Zasadnicza część zlewni Szreniawy jest położona w obrębie Wyżyny Miechowskiej i Płaskowyżu Proszowickiego, stanowiących mezoregiony Niecki Nidziańskiej. Szreniawa uchodzi do Wisły na wysokości 177,9 m n.p.m. w obrębie Kotliny Sandomierskiej, mezoregionu: Nizina Nadwiślańska. Zlewnia Szreniawy jest zlewnią wydłużoną o znacznych deniwelacjach (tab. 2). Długość koryta Szreniawy wynosi 79,8 km, a średni spadek dna doliny 2,52‰. W odcinku ujściowym na długości ok. 2,3 km koryto rzeki jest uregulowane i obwałowane. W przeszłości, jak również obecnie, ten odcinek dna doliny kształtowany był pod dużym wpływem procesów fluwialnych zachodzących w dolinie Wisły. tabela 2. Parametry morfometryczne zlewni Szreniawy i zlewni Rudnika (opracowanie własne) table 2. Morphometric parameters for the Szreniawa and Rudnik catchments (the author’s own work) Parametr Zlewnia Szreniawy Zlewnia Rudnika Powierzchnia zlewni [km2] 713,40 15,76 Wysokość źródła [m n.p.m.] 376,00 244,00 Wysokość ujścia [m n.p.m.] 177,90 185,00 Wysokość maksymalna zlewni [m n.p.m.] 491,20 262,20 Wysokość minimalna zlewni [m n.p.m.] 177,90 185,00 Deniwelacja terenu [m] 313,30 77,20 Średnia wysokość zlewni [m n.p.m.] 334,55 223,60 Długość zlewni [km] 64,30 6,86 Maksymalna długość zlewni [km] 81,10 8,91 Średnia szerokość zlewni [km] 8,80 1,77 Obwód zlewni [km] 181,98 23,08 Wskaźnik wydłużenia zlewni 0,47 0,65 Wskaźnik kolistości zlewni 0,27 0,37 Wskaźnik rzeźby Strahlera [m·km-1] 3,86 8,66 Długość koryta [km] 79,80 8,85 Spadek dna doliny [‰] 2,52 6,67 Wskaźnik rozwinięcia rzeki [%] 127,68 145,08 Gęstość sieci rzecznej [km·km-2] 0,54 0,33 Parametr badany odcinek doliny badany odcinek doliny Długość badanego odcinka doliny [km] 7,60 5,90 Średni spadek dna doliny [‰] 0,93 5,08 Spadek maksymalny dna doliny [‰] 2,00 13,02 Długość koryta [km] 10,17 6,12 Wskaźnik rozwinięcia rzeki [%] 128,41 115,90 Deniwelacje [m] 40–75 30–40 Maksymalna szerokość dna doliny [m] 2050 190 1. Wstęp Dolina Rudnika jest niewielką doliną rzeczną, której zlewnia obejmuje 15,76 km2. Źródła Rudnika znajdują się na wysokości 244 m n.p.m., a jego ujście do Wisły na wysokości 185 m n.p.m. Dolina ta położona jest głównie w obrębie Płaskowyżu Proszowickiego, jedynie jej krótki odcinek ujściowy znajduje się w obrębie Niziny Nadwiślańskiej (ryc. 1, tab. 1). Długość koryta Rudnika wynosi 8,85 km, a średni spa­dek dna doliny 6,67‰ (tab. 2). W dolnej części zlewni dolina Rudnika na długości 1,2 km wykształcona jest w obrębie wysokiej plejstoceńskiej terasy Wisły (terasa lessowa), a w odcinku ujściowym (mezoregion Nizina Nadwiślańska) Rudnik na długości 0,6 km rozcina holoceńskie dno doliny Wisły. 2. Metody badań Realizacja postawionego celu oparta jest na poznaniu wpływu zróżnicowania śro­dowiska przyrodniczego zlewni Szreniawy i Rudnika oraz ewolucji doliny Wisły na wykształcenie osadów budujących dna analizowanych dolin. Środowisko przy­rodnicze obszaru badań scharakteryzowałam na podstawie dostępnej literatury i materiałów kartograficznych. Wykonałam także szczegółowe kartowanie geomor­fologiczne fragmentów dolin wybranych do badań. Dla celów porównawczych obli­czyłam również podstawowe wskaźniki morfometryczne charakteryzujące dolinę Szreniawy i dolinę Rudnika oraz parametry ich zlewni (Pociask-Karteczka red. 2003). W pracy wykorzystałam mapy topograficzne (1 : 10 000, 1 : 25 000, 1 : 50 00) oraz wybrane arkusze Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski (1 : 50 000). Materiały te udostępnione zostały ze Zbiorów Kartograficznych Instytutu Geografii i Gospo­darki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego. W celu poznania wykształcenia osadów budujących dna badanych dolin wykona­łam łącznie 24 profile wierceń głębokości 5–8,5 m: 17 wierceń w dnie doliny Szre­niawy oraz 7 wierceń w dnie doliny Rudnika. Wiercenia zlokalizowałam w nawią­zaniu do zróżnicowania rzeźby den badanych dolin oraz potencjalnych warunków dostawy osadów na równinę zalewową. Uwzględniłam spadek den dolin w profilu podłużnym, obecność form starszej rzeźby fluwialnej (wyższych poziomów teraso­wych, ostańców erozyjnych), a także stożków napływowych dolin bocznych i spłasz­czeń podstokowych nadbudowujących holoceńską równinę zalewową. Wiercenia wykonałam wiertnią spalinowo-udarową Cobra 248 firmy Eijkelkamp. Do szczegó­łowych analiz laboratoryjnych, w nawiązaniu do makroskopowego zróżnicowania tekstury i struktury osadów, pobrałam 402 próby osadów mineralnych i mineralno­-organicznych. Podczas makroskopowej analizy osadów w profilach poszczegól­nych wierceń określiłam barwę osadów – wg skali Munsella, lecz na późniejszym etapie opracowywania wyników ze względu na niewielkie zróżnicowanie barwy symbole literowe zastąpiłam określeniami słownymi. W celu określenia wieku osadów pobrałam 19 prób do datowań radiowęglowych. Datowania te wykonano 2. Metody badań w Laboratorium Radiowęglowym w Kijowie (tab. 3). Dla pobranych prób osadów mineralnych i mineralno-organicznych wykonałam analizę uziarnienia, zawartości węglanu wapnia i materii organicznej. Wszystkie analizy wykonałam w Laborato­rium Geomorfologicznym Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwer­sytetu Jagiellońskiego w Krakowie. W analizie uziarnienia osadów o frakcji >1 mm zastosowałam metodę sitową, natomiast uziarnienie osadów o frakcji <1 mm okre­śliłam metodą dyfrakcji laserowej przy użyciu laserowego miernika cząstek Analy­sette 22 Comfort firmy Fritsch. Uziarnienie osadów analizowałam w przedziałach co 0,5 phi. W wydzieleniach litologicznych posłużyłam się klasyfikacją uziarnienia wg C.K. Wentwortha z modyfikacją W.C. Krumbeina i E.W. Lana oraz uzupełnieniami U. Urbaniak-Biernackiej (Mycielska-Dowgiałło 1995). Zawartości węglanu wapnia dla wszystkich prób wykonłam metodą objętościową przy użyciu aparatu Scheiblera tabela 3. Zestawienie datowań 14C osadów organicznych table 3. Carbon-14 dating of organic sediments Numer próby Głębokość [cm] Numer laboratoryjny Data 14C BP K-2/1 85 IGSB-1284 1870±100 K-2/2 105 IGSB-1285 2435±125 K-3/1 120 IGSB-1286 2150±100 K-4/1 175 IGSB-1287 4100±500 K-4/2 170 IGSB-1288 2170±110 K-4/3 240 IGSB-1289 2965±100 K-4/4 230 IGSB-1290 2280±110 K-4/5 260 IGSB-1291 4305±130 K-4/6 285 IGSB-1292 4280±150 K-5/1 103 IGSB-1293 1860±100 K-5/2 200 IGSB-1295 3080±115 K-8/1 206 IGSB-1296 7260±145 K-9/2 220 IGSB-1297 8890±980 K-12/1 115 IGSB-1298 5440±175 R 1/V 170 IGSB-1387 3140±110 R 3/II 255 IGSB-1392 1850±85 R 3/IV 287 IGSB-1391 2280±200 R 4/V 311 IGSB-1390 1375±80 R 4/XIII 445 IGSB-1393 3565±170 2. Metody badań (oznaczyłam ilość CO2 powstającą w wyniku reakcji CaCO3 zawartego w osadach z 10% HCl). Zawartość materii organicznej określiłam metodą Tiurina (spale­nie substancji organicznej na mokro przy użyciu silnego utleniacza), lub metodą wagową (spalanie). Parametry statystyczne charakteryzujące rozkład uziarnienia (Folk, Ward 1957) wyliczyłam metodą graficzną za pomocą programu kompute­rowego Gradistat 5.11. Wyniki szczegółowych analiz laboratoryjnych oraz wartości wskaźników statystycznych zostały przedstawione w pracy w postaci graficznej dla każdego z wykonanych wierceń. W analizie osadów budujących dna badanych dolin uwzględniłam zróżnicowa­nie ich miąższości i uziarnienia, a także zawartości węglanów i materii organicznej. Cechy te przeanalizowałam w każdym z wykonanych wierceń (rozdziały 4.1. i 5.1.). Były one także podstawą do wyróżnienia litofacji scharakteryzowanych w pracy (rozdziały 4.2. i 5.2.). Ich miąższość i wykształcenie przeanalizowałam w profilach poprzecznych i podłużnych den badanych dolin (zróżnicowanie litofacjalne osa­dów). Zwróciłam szczególną uwagę na głębokość występowania osadów gruboziar­nistych oraz zróżnicowanie drobnoziarnistych osadów mineralnych i mineralno­-organicznych. Istotnym zagadnieniem w tej analizie było także poznanie wpływu spadku i rzeźby den badanych dolin na sposób i tempo ich agradacji oraz znacze­nie dostawy materiału klastycznego na równinę zalewową bezpośrednio z koryta lub ze stoków i dolin bocznych. Na podstawie analizy miąższości osadów oraz ich wieku oszacowałam średnie tempo ich akumulacji. Wskaźniki sedymentologiczne charakteryzujące wyróżnione litofacje zostały także przedstawione na diagramach C/M, obrazujących zależności pierwszego percentyla (C) i mediany (M) (Passega 1957, 1964; Passega, Byramjee 1969). Mimo, iż metoda R. Passegi i R. Byramjee nie uwzględnia różnych warunków transportu, w jakich może się znajdować osad w zależności od przepływu, wykorzystałam ją w pracy, by określić predyspozycje osadów do transportu w określonym ładunku (trakcja, saltacja, suspensja). Ułatwiło mi to porównanie wyróżnionych litofacji, szczególnie w aspekcie wysortowania osa­dów. W przypadku niektórych litofacji bezładne rozrzucenie próbek osadów na dia­gramie C/M uniemożliwiło mi jednak jednoznaczne wyróżnienie tzw. S-kształtnego pola (pola rozmieszczenia aluwiów), lub jego konkretnych segmentów. Dlatego zastosowałam ogólną interpretację warunków depozycji osadów w nawiązaniu do wyróżnionych 9 pól diagramu C/M. Dotychczasowe badania wskazują na istotne różnice w interpretacji warunków transportu osadów fluwialnych w oparciu o analizy diagramów C/M i analizy krzy­wych kumulacyjnych. Wykonane były one jednak dla dużych piaskodennych lub żwirodennych rzek jedno- oraz wielokorytowych (Szmańda 2007, 2011). Zagadnie­nie zastosowania różnych metod i wiarygodności dokonywanych na ich podsta­wie interpretacji paleogeograficznych nie zostało jednak dotychczas opracowane dla obszarów lessowych. Dużą trudność w takich pracach metodycznych stanowi 2. Metody badań niewielkie zróżnicowanie frakcjonalne osadów budujących równiny zalewowe oraz zazwyczaj brak klasycznie wykształconych form mikrorzeźby fluwialnej (wały przy-korytowe, stożki krewasowe itd.) w dolinach obszarów lessowych. Ze względu na liczne wątpliwości i problemy metodyczne wynikające ze specyfiki badań w tych obszarach oraz biorąc pod uwagę paleogeograficzny charakter pracy, zrezygnowa­łam z zastosowania innych metod graficznej prezentacji wyników uziarnienia osadów. Zagadnienie zastosowania różnych metod interpretacji wyników analiz sedy­mentologicznych osadów budujących dna dolin w obszarach lessowych jest z pew­nością ważne i wymaga w przyszłości opracowania z zakresu nie tylko metodyki badań fluwialnych w tych obszarach, lecz także interpretacji paleogeograficznych. Interpretując wyniki badań terenowych i laboratoryjnych, napotkałam także inne problemy metodyczne związane ze specyfiką osadów budujących dna dolin w obsza­rach lessowych. W dolinach tych wśród holoceńskich osadów klastycznych prze­ważają utwory pyłowe pochodzące z redeponowanego lessu. Nie pozwala to na jednoznaczne wyróżnienie znanych z literatury facji (w sensie genetycznym) cha­rakterystycznych dla środowiska fluwialnego (np. facje osadów korytowych, wałów brzegowych, stożków krewasowych). Jest to szczególnie trudne, gdy analizowane osady pochodzą z wierceń. W analizie osadów, ze względu na złożony zespół proce­sów prowadzących do wykształcenia ich cech, zrezygnowałam więc z użycia poję­cia „facja” w sensie genetycznym. Pojęcie to używane jest w pracy w ujęciu kla­sycznym jako „oblicze osadu”, czyli jego charakterystyka odróżniająca go w jednej jednostce stratygraficznej. Pojęcie „litofacja” oznacza zaś pionowe zróżnicowanie osadów zależne od lateralnej różnorodności ich cech litologicznych, a więc również od zmiennych warunków ich depozycji (Moore 1949; Krumbein, Sloss 1956). Pod względem chronologii zjawisk następstwo litofacjalne obserwowane w profilach geologicznych jest więc konsekwencją zmienności warunków akumulacji osadów, która mogła zachodzić zarówno w krótkich epizodach czasowych, jak i przez setki lub wiele tysięcy lat. Wspomniane wyżej ograniczenia i wątpliwości sprawiły, że podstawą przeprowadzonej klasyfikacji litofacjalnej osadów budujących dna bada­nych dolin były takie cechy osadu jak: uziarnienie, zawartość substancji organicznej i węglanów oraz barwa. Nawiązują one do tych cech pokrywy lessowej, które ulegają istotnej transformacji wskutek denudacji mechanicznej lub chemicznej. 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań 3.1. budowa geologiczna Dolina Szreniawy i dolina Rudnika są położone w obrębie kilku dużych jednostek strukturalnych Polski: monokliny śląsko-krakowskiej, niecki miechowskiej i zapa­dliska przedkarpackiego (Stupnicka 2007). Jednostki te charakteryzuje znaczne zróżnicowanie stylu tektonicznego oraz litologii budujących je utworów (ryc. 2). Zróżnicowanie to odzwierciedlone jest także w rzeźbie analizowanego obszaru. Dolina Szreniawy i zlewnia tej rzeki są położone w obrębie wszystkich wymie­nionych wyżej jednostek strukturalnych. Źródłowy odcinek doliny znajduje się w obrębie monokliny śląsko-krakowskiej, która w kierunku wschodnim przecho­dzi w nieckę miechowską. Ujściowy odcinek Szreniawy położony jest w zapadlisku przedkarpackim. Konsekwencją takiego usytuowania badanej doliny jest znaczne zróżnicowanie litologiczne i stratygraficzne skał podłoża. W źródłowej części zlewni (w obrębie mezoregionów: Wyżyna Olkuska, Wyżyna Częstochowska) są to skały węglanowe górnej jury, a w obrębie Wyżyny Miechowskiej – utwory górnej kredy. We wschodniej części zlewni (w obrębie mezoregionów: Płaskowyż Proszowicki, Nizina Nadwiślańska) podłoże geologiczne dla utworów czwartorzędu stanowią ila­ste i piaszczyste osady miocenu, a lokalnie także „seria witowska” (Bukowy 1968; Walczowski 1984; Wacławik 1991). W źródłowej części zlewni Szreniawy podłoże mezozoiczne monokliny śląsko­krakowskiej ma bardzo skomplikowaną tektonikę. Występują tu liczne dyslokacje tektoniczne, wzdłuż których utworzyły się rozległe zręby i wąskie równoleżnikowe rowy (ryc. 3). Jednym z takich rowów jest rów Wolbromia o szerokości ok. 2 km, ciągnący się na długości ok. 10 km. W kierunku wschodnim rów ten rozszerza się 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań rycina 2. Szkic tektoniczny regionu (na podstawie: Gradziński 1993; Krysiak 2000; Rauch-Włodarska i in. 2006; Stupnicka 2007): 1 – monoklina śląsko-krakowska, 2 – niecka miechowska, 3 – zapadli­sko przedkarpackie, 4 – Karpaty, 5 – miejscowości, 6 – zlewnia Szreniawy oraz zlewnia Rudnika (R), 7 – nasunięcie Karpat Zewnętrznych, 8 – uskok normalny, 9 – uskok przesuwczy Figure 2. Regional tectonics outline (after Gradziński 1993; Krysiak 2000; Rauch-Włodarska et al. 2006; Stupnicka 2007): 1 – Silesian–Cracow Monocline, 2 – Miechów Basin, 3 – Carpathian Foredeep, 4 – Carpathian Mountains, 5 – localities, 6 – Szreniawa and Rudnik (R) catchments, 7 – Outer Carpa­thian thrust, 8 – normal fault, 9 – strike-slip fault i zanika. Wielkość zrzutu w stosunku do południowego zrębu Chełmu wynosi 80 m, a względem północnego zrębu Smolenia – 30 m. Rów ten jest wypełniony utwo­rami kredy (senon, alb) (Bukowy 1968). We wschodniej części rów Wolbromia wykorzystywany jest przez górny odcinek Szreniawy. Innym przykładem jest rów Rzerzuśni, w którym założona jest dolina potoku o tej samej nazwie. Utwory kredy 3.1. budowa geologiczna rycina 3. Szkic tektoniczny górnej części zlewni Szreniawy (na podstawie: Bukowy 1968): 1 – granica zlewni Szreniawy, 2 – uskoki, 3 – główne rzeki, 4 – miejscowości Figure 3. Local tectonic outline of the upper part of the Szreniawa catchment (after Bukowy 1968): 1 – boundary of the Szreniawa catchment, 2 – faults, 3 – major rivers, 4 – localities w obrębie niecki miechowskiej są także silnie zdyslokowane i tworzą wiele poprze­suwanych względem siebie bloków (m.in.: zrąb słomnicki, depresja działoszycka) (ryc. 2). Ich powstanie związane jest z utworzeniem we wczesnym paleocenie kilku stref uskokowych o prawie południkowym przebiegu (Krysiak 2000). W mioce­nie cały południowy fragment niecki miechowskiej został objęty zalewem morza, które wkroczyło na ten obszar od południa, wykorzystując istniejące w podłożu kredowym depresje tektoniczne. Powstały wówczas miąższe serie osadów ilastych i piaszczystych, wapieni oraz ewaporaty (Rutkowski 1986). Obszar objęty szczegóło­wymi badaniami (południowa część Płaskowyżu Proszowickiego) budują głównie 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań utwory ilaste i piaszczyste (warstwy grabowieckie, warstwy jarosławskie) (Płon­czyński 1993). Osady te zazwyczaj leżą poziomo i jedynie lokalnie są sfałdowane (Rauch-Włodarska i in. 2006). Ich miąższość jest zróżnicowana i wynosi od ok. 100 m w rejonie Rudna Dolnego do 300–400 m w rejonie Nowego Brzeska (Pawlak red. 1977a; Płonczyński 1993). W dnie doliny Szreniawy osady miocenu występują na głębokości 15–19 m (Walczowski 1984). Od południa cały mezoregion Płasko­wyż Proszowicki ograniczony jest strefą tektoniczną Kurdwanów-Zawichost (strefa uskoków przesuwczych), która stanowi północną granicę zapadliska przedkarpac­kiego (Lindner, Siennicka 1994). Miąższość osadów miocenu w zapadlisku u pod­nóża Płaskowyżu Proszowickiego wynosi od ok. 160 m w rejonie Grobli do >600 m u wylotu doliny Szreniawy (Pawlak red. 1977a, b). Z okresem neogenu w analizowanym obszarze związane są osady tzw. serii witow­skiej, które występują na wschód od Nowego Brzeska w międzyrzeczu Wisły i Szre­niawy. Są to małozwięzłe piaskowce, piaski, żwiry i utwory pylaste leżące niezgodnie na osadach mioceńskich. Ich miąższość wynosi 60–80 m. Są to utwory typu molasy słodkowodnej, akumulowane przez rzeki roztokowe płynące z Karpat. Wiek i geneza tej serii były przedmiotem wieloletnich badań (m.in.: Łyczewska 1948; Gradziń­ski, Unrug 1959; Kucia-Lubelska 1966; Dżułyński i in. 1968; Tyczyńska 1978; Kry­siak 1987; Zuchiewicz 1995; Lindner, Nowakowski 1996; Rutkowski 1998; Brud i in. 2003a, b; Tokarski i in. 2004; Rauch-Włodarska i in. 2006). Pozycja stratygraficzna tych osadów była określana na różne okresy od miocenu po interglacjał mazowiecki. Według najnowszych badań opartych na analizie makroszczątków, wiek serii witow­skiej należy odnieść do przełomu miocenu i pliocenu (Brud, Worobiec 2003; Brud 2004). W omawianej serii osadów występują nieciągłe deformacje tektoniczne: spę­kania ciosowe, uskoki synsedymentacyjne i uskoki prawoprzesuwcze. Ich geneza związana jest zarówno z kompakcją osadów, jak i z uaktywnieniem struktur głęb­szego podłoża geologicznego w analizowanym regionie (Krysiak 1987; Zuchiewicz 1995; Brud i in. 2003b). Współcześnie w zlewni Szreniawy utwory jurajskie i kredowe odsłaniają się na 18,49% powierzchni zlewni, głównie w jej zachodniej i środkowej części, nato­miast we wschodniej części zlewni na niewielkiej powierzchni (1,7%) odsłaniają się utwory miocenu oraz seria witowska (ryc. 4, tab. 4). W zlewni Rudnika (w pół­nocno-wschodniej części) odsłaniają się jedynie osady miocenu; zajmują one 0,71% jej powierzchni (tab. 4, ryc. 5). Z okresem plejstocenu w południowej części Niecki Nidziańskiej, a więc także w obszarze szczegółowych badań, związane są osady glacjalne, fluwioglacjalne oraz lessy, a lokalnie także pokrywy soliflukcyjne wypełniające dna większych dolin. Dotychczas nie rozpoznano w tym regionie osadów i form, które jednoznacznie można by przypisać zlodowaceniom i okresom interglacjalnym starszego czwarto­rzędu (Lindner 1988; Lindner, Siennicka 1994). W profilach geologicznych i odsło­ 3.1. budowa geologiczna rycina 4. Uproszczona mapa geologiczna zlewni Szreniawy (na podstawie: Rühle 1949; Walczowski 1982; Radzki i in. 1989): skały podłoża podczwartorzę­dowego: 1 – jura, 2 – kreda, 3 – miocen; 4 – utwory czwartorzędowe, 5 – główne rzeki, 6 – dział wodny zlewni, 7 – obszar szczegółowych badań, 8 – miej­scowości Figure 4. Simplified geological map of the Szreniawa catchment (after Rühle 1949; Walczowski 1982; Radzki et al. 1989): sub-Quaternary rocks: 1 – Jura, 2 – Cretaceous, 3 – Miocene; 4 – Quaternary formations, 5 – major rivers, 6 – drainage divide, 7 – study area, 8 – localities 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań Tabela 4. Udział wychodni utworów starszych od czwartorzędu w powierzchni zlewni Szreniawy i zlewni Rudnika (na podstawie: Rühle 1949; Walczowski 1982; Radzki i in. 1989; Płonczyński 1990) Table 4. Percentage of pre-Quaternary outcroppings in the Szreniawa and Rudnik catchment areas (after Rühle 1949; Walczowski 1982; Radzki et al. 1989; Płonczyński 1990) Rodzaj i wiek skał Zlewnia Szreniawy Zlewnia Rudnika Wychodnie skał jurajskich [% powierzchni zlewni] margle ilaste i wapienie margliste, lokalnie w spągu zlepieńce wapienne (kimeryd) wapienie skaliste, margle wapniste, margle ilaste i wapienie cienko-płytowe (oksford) 1,16 – Wychodnie skał kredowych [% powierzchni zlewni] margle z glaukonitem, w spągu zapiaszczone, margle wapniste, opoki, gezy (mastrycht) opoki wapienne, margle, wapienie z czertami, wapienie margliste, w spągu margle ilaste (kampan) margle ilaste z glaukonitem (santon) wapienie zapiaszczone, zlepieńce (turon) 17,33 – Wychodnie skał neogeńskich [% powierzchni zlewni] iły krakowieckie i piaski (sarmat) 1,70 0,71 „seria witowska” (miocen–pliocen) – nięciach udokumentowane są dopiero utwory związane z okresem zlodowacenia san 2. Są to osady akumulacji fluwioglacjalnej i zastoiskowej oraz glina zwałowa lub jej residua. Pierwsze z tych osadów opisane są m.in.: w profilach w Szpitarach koło Nowego Brzeska (Gębica 1998), w Witowie u ujścia Szreniawy oraz w Ławach (Łyczewska 1948) i Kolosach na wschód od doliny Nidzicy (Lindner 1988; Lind­ner, Siennicka-Chmielewska 1995). Glinę zwałową z okresu zlodowacenia san 2, a miejscami tylko jej residuum rozpoznano w odsłonięciach i profilach wierceń m.in.: w zlewni Nidzicy (Bronocice, Kazimierza Wielka, Wielgus, Odonów, Ławy), w Witowie (Siennicka-Chmielewska 1997) i w Szpitarach (Gębica 1998). Miąższość tej gliny wynosi do 10 m. W okresie zlodowaceń środkowopolskich (zlodowacenie odry, zlodowacenie warty) lądolód objął swym zasięgiem jedynie północne frag­menty Niecki Nidziańskiej. W regionie południowym miała miejsce wówczas głów­nie akumulacja zastoiskowa oraz akumulacja lessów. Utworzone w tym okresie lessy 3.1. budowa geologiczna rycina 5. Uproszczona mapa geologiczna zlewni Rudnika (na podstawie: Płonczyński 1990): 1 – utwory miocenu, 2 – utwory czwartorzędowe, 3 – główne rzeki, 4 – dział wodny zlewni, 5 – obszar szczegóło­ wych badań, 6 – miejscowości Figure 5. Simplified geological map of the Rudnik catchment (after Płonczyński 1990): 1 – Miocene for­ mations, 2 – Quaternary formations, 3 – major rivers, 4 – drainage divide, 5 – study area, 6 – localities starsze występują w analizowanym obszarze w płatach o niewielkiej miąższości. Scharakteryzowane są one m.in. w sąsiedniej względem Szreniawy zlewni Nidzicy: profil w Odonowie (Jersak 1985; Dwucet, Śnieszko 1995a, b), profile w Topoli i Donosach koło Kazimierzy Wielkiej (Jersak 1973; Jersak i in. 1992), w Słonowi­cach w dolinie Małoszówki (Michno i in. 1997) i w Szpitarach koło Nowego Brzeska (Gębica 1998). W okresie vistulianu południowa część Płaskowyżu Proszowickiego również położona była poza zasięgiem bezpośredniego oddziaływania lądolodu. Następowała tu wówczas, w warunkach klimatu peryglacjalnego, akumulacja osa­dów fluwioglacjalnych i lessów młodszych. Zostały one scharakteryzowane w pro­filu w Odonowie (Jersak 1985; Dwucet, Śnieszko 1995a, b) i w rejonie Nowego Brze­ska (Gębica 1997, 1998), Hebdowa, Śmiłowic (Gębica 1995a) oraz w Słonowicach 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań (Michno i in. 1997). Obie analizowane doliny położone są w obrębie miechowskiego płata lessowego (Jersak i in. 1992). Budują go zróżnicowane stratygraficznie lessy o miąższości 2–30 m. Lessy te zaliczane są do formacji lessów przejściowych, a strefa odwapnienia sięga w nich do głębokości 4 m. Reprezentują one trzy facje lessowe: wysoczyznową (subaeralną), stokową oraz dolinną, która nadbudowuje wyższe poziomy terasowe (Jersak 1973; Maruszczak 1991). Najmłodszą grupę osadów (holocen) w analizowanym obszarze stanowią pokrywy stokowe i osady aluwialne. Ich miąższość oraz wykształcenie zróżnicowane są w zależ­ności od lokalnych cech rzeźby i warunków, w jakich następowała ich depozycja. 3.2. rzeźba terenu Wyżyny lessowe w Polsce charakteryzują się rzeźbą erozyjno-denudacyjną, któ­rej rozwój jest uwarunkowany przede wszystkim niewielką odpornością pokrywy lessowej oraz znacznym, trwającym od neolitu, antropogenicznym przekształce­niem środowiska przyrodniczego (Śnieszko 1995; Kruk i in. 1996). W analizowa­nym regionie powierzchnia utworów czwartorzędowych przeważnie odzwierciedla starsze przedczwartorzędowe formy rzeźby, niektóre z nich mają założenia tekto­niczne (Cabaj, Nowak 1986). Związek tektoniki podłoża z rzeźbą przejawia się m.in. w wyraźnym ukierunkowaniu większych dolin oraz w asymetrii ich zboczy. Tekto­niczne założenia dolin w tym regionie wykazały badania m.in.: W. Kracha (1947), S. Bukowego (1956), S. Gilewskiej (1958), J. Rutkowskiego (1965), A. Walczow­skiego (1983). Zdaniem tych autorów doliny o przebiegu WNW-ESE oraz NNW-SSE nawiązują do głównych kierunków spękań podłoża kredowego. Kierunek ESE jest charakterystyczny szczególnie dla dolin przedmioceńskich. Doliny te na wczesnym etapie rozwoju zostały w różnym stopniu odpreparowane spod utworów miocenu, a nawet starszego czwartorzędu (Tyczyńska 1959). Zlewnia Szreniawy ze względu na swoje położenie charakteryzuje się bardzo zróż­nicowaną rzeźbą. W jej górnej i środkowej części podłożem dla osadów czwartorzę­dowych są skały węglanowe jury i kredy, natomiast we wschodniej i południowej części zlewni – ilaste i piaszczyste utwory miocenu oraz „seria witowska”. Najwyższe wzniesienia w zlewni Szreniawy znajdują się w zachodniej i północnej części zlewni (np.: Dębiniec 491,2 m n.p.m., Poręba Górna 474 m n.p.m., Jeżówka 421 m n.p.m., Biała Góra 415 m n.p.m.). Są to zazwyczaj twardzielcowe wzniesienia wododzielne, zbudowane z odpornych opok górnej kredy. Szerokie, lecz krótkie grzbiety pod względem wysokości nawiązują do paleogeńskiej powierzchni zrównania zacho­wanej fragmentarycznie w wysokości 350–450 m n.p.m. lub niższej neogeń­skiej powierzchni zrównania o wysokości 290–270 m n.p.m. Lokalnie wysokości 3.2. rzeźba Terenu względne są duże (>100 m), zwłaszcza tam, gdzie głębokie i wąskie doliny rozcinają odporne skały górnej kredy (np. rejon Miechowa i Słomnik). Obszary o tak dużych deniwelacjach, które rozcięte są gęstą siecią dolin denudacyjnych (>2 km·km-2), zdaniem J. Rodzika (2009) reprezentują erozyjny podtyp rzeźby wyżyn lessowych. Wykształcenie stoków w zachodnim i północnym fragmencie zlewni Szreniawy nawiązuje do zróżnicowania litologicznego skał mezozoicznych i miąższości lessów, a lokalnie także do tektoniki podłoża. Stoki o ekspozycji zachodniej i południowej odznaczają się nachyleniami do 20°, natomiast stoki o ekspozycji wschodniej i północ­nej nachylone są maksymalnie do 10°. Stoki o wypukło-wklęsłym lub prostym profilu podłużnym rozcięte są dolinami różnej wielkości i różnego wieku. Dolina górnej Szre­niawy oraz doliny jej większych dopływów (np. Gołczanka i Cicha) zlokalizowane są w niewielkich rowach tektonicznych utworzonych w obrębie podłoża mezozoicznego lub wzdłuż mniejszych dyslokacji. Większe doliny o przedmioceńskich założeniach zazwyczaj są długie i w różnym stopniu odpreparowane spod pokrywy mioceńskiej lub nawet czwartorzędowej (Gilewska 1958). M. Tyczyńska (1959) uważa, że doliny te powstały w oligocenie i są efektem odmłodzenia rzeźby (rozcięcia paleogeńskiej powierzchni zrównania) podczas ruchów tektonicznych. Do dolin całkowicie odpre­parowanych spod utworów mioceńskich zalicza ta autorka np. dolinę Ścieklca i odci­nek doliny Szreniawy na południe od Słomnik. Natomiast za częściowo odpreparo­wany uznaje górny i środkowy odcinek doliny Goszczy. Zbocza tych dolin wycięte są w zróżnicowanych litologicznie skałach górnej kredy, co warunkuje ich cechy mor­fometryczne. Odcinki dolin wycięte w wapieniach i opokach są głębokie (30–50 m) i mają stosunkowo wąskie dno (kilkadziesiąt metrów szerokości). Natomiast odcinki dolin wycięte w małoodpornych marglach zazwyczaj są szersze (100–200 m szero­kości dna) i płytsze (do 30 m głębokości). Dna większych dolin budują osady soli­flukcyjne i proluwialne (osady lessopochodne) o miąższości kilku metrów. Z dolnym miocenem związane jest powstanie na Wyżynie Miechowskiej padołów (np. Padół Słomnicki, Padół Ksiąski) (Tyczyńska 1959). Są to niewielkie (2–8 km długości, 1–2 km szerokości) płaskodenne i prostolinijne formy o założeniach tektonicznych. W ich dnach zachowane są lokalnie osady miocenu (Gilewska 1958). Drugą grupę form dolinnych stanowią doliny, które powstały w plejstocenie. Zazwyczaj wykształ­cone są one jako doliny płaskodenne lub rozległe niecki o długości blisko 1,5 km. Trzecią grupę stanowią niewielkie doliny holoceńskie, wykształcone jako wąwozy i parowy lub płytkie niecki ablacyjne. Są one zazwyczaj wycięte w pokrywie lesso­wej, jednak w najwyżej położonych regionach docinają się także do podłoża kre­dowego. Najwięcej wąwozów występuje w rejonie Miechowa i Słomnik, gdzie deni­welacje przekraczają lokalnie nawet 100 m (Dynowska 1964). Liczba holoceńskich dolin denudacyjnych jest zdecydowanie mniejsza w obszarach, które charakteryzuje niewielka miąższość pokrywy lessowej (1–3 m), a lokalne deniwelacje nie przekra­czają 50 m. Potwierdza to prawidłowość opisywaną przez H. Maruszczaka (1973), 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań który stwierdził, że wąwozy powszechnie występują w tych regionach, gdzie lessy mają miąższość >10 m, a deniwelacje są większe niż 50–70 m. Zdaniem R. Wol­nika (1981) wiele mniejszych wąwozów zostało zasypanych lub ich górne odcinki poprzez zaoranie zostały przekształcone w płytkie niecki i zajęte są współcześnie pod uprawę. W obrębie stoków i zboczy większych dolin powszechnie występują także formy antropogeniczne, głównie holwegi (wcięcia dróg polnych) i terasy rolne. Dolina Szreniawy w górnym i środkowym odcinku ma zróżnicowany przebieg i nawiązuje do kierunku dyslokacji tektonicznych podłoża mezozoicznego. Jej dno osiąga szerokość od ok. 150 m (w odcinku na wschód od Wolbromia) do ok. 500 m (w odcinku na północ od Słomnik). Dno doliny Szreniawy jest płaskie, akumula­cyjne. Na jej zboczach zachowały się fragmenty wyższych teras o wysokości 24–29 m oraz 13–10 m (Tyczyńska 1959). Poziomy te zbudowane są z piasków i żwirów flu­wioglacjalnych, nadbudowanych zazwyczaj kilkumetrową serią lessów i pokryw deluwialnych. W górnym i środkowym odcinku doliny Szreniawy najmłodsze osady plejstoceńskie (vistulian) nie zachowały się na powierzchni. Zdaniem M. Tyczyń­skiej (1959) zagrzebane są one pod osadami holoceńskimi (na głębokości 3–6 m), które budują współczesne dno doliny. Spadek dna doliny Szreniawy w jej górnym i środkowym odcinku wynosi 2,52‰ (lokalnie wzrasta do 5‰). We wschodniej części zlewni Szreniawy, położonej w obrębie Płaskowyżu Pro­szowickiego, rzeźba terenu jest odmiennie wykształcona. Zostanie ona szczegółowo scharakteryzowana na podstawie badań przeprowadzonych w obszarze położonym na wschód od Biskupic (ryc. 6). Powierzchnie wierzchowinowe w tym fragmencie zlewni tworzą szerokie, krótkie garby, zbudowane głównie z neogeńskich osadów ila­stych i piaszczystych. Utwory te nadbudowane są miąższą pokrywą lessów (do 30 m w rejonie Koszyc), lokalnie także gliną zwałową, osadami fluwioglacjalnymi lub „serią witowską” (Izmaiłow, Michno 2009). Niewielka odporność utworów neogeńskich uwarunkowała powstanie obniżeń terenu, spłaszczeń w obrębie działów międzydo­linnych i niewielkie nachylenia stoków. W analizowanym fragmencie zlewni naj­wyższe wzniesienia występują w obszarach wododzielnych zlewni Wisły i Szreniawy oraz Szreniawy i Nidzicy. Ich wysokości bezwzględne wynoszą od 245–250 m n.p.m. do 230–240 m n.p.m. i obniżają się w kierunku wschodnim. Wzniesienia te nawią­zują do neogeńskiej powierzchni zrównania (Gilewska, Starkel 1980). Ponad szerokie i płaskie wierzchowiny wznosi się szereg niewielkich kopulastych ostańców denu­dacyjnych, zbudowanych zazwyczaj ze żwirów „serii witowskiej” (Łyczewska 1948). Niższy poziom spłaszczeń zaznacza się w obrębie zboczy doliny Szreniawy i dolin jej dopływów. Poziom ten obniża się z biegiem doliny głównej od 230–235 m n.p.m. na zachodzie do 215–225 m n.p.m. na wschodzie. Wysokości względne w analizo­wanym fragmencie zlewni wynoszą 40–75 m, a gęstość dolin denudacyjnych nie przekracza 2 km·km-2. Ten fragment zlewni Szreniawy reprezentuje więc erozyjno­-denudacyjny podtyp rzeźby obszarów lessowych (Rodzik 2009). 3.2. rzeźba Terenu Zbocza doliny Szreniawy cechują się niewielkim nachyleniem (2–35°), prze-ważnie 7–15°, oraz asymetrią nachyleń. Bardziej strome są zbocza o ekspozycji północnej i północno-wschodniej. Rozcina je gęsta sieć dolin różnego wieku, które są odwadniane stale lub okresowo. Większe doliny boczne, np. dolina w rejonie Łapszowa (Łapszowianka) i dolina na wschód od Koszyc, mają prawdopodobnie przedczwartorzędowe założenia. Zdaniem A. Walczowskiego (1983) w dolnym plio­cenie w osadach mioceńskich utworzone zostały szerokie nieckowate doliny, które następnie w górnym pliocenie zostały pogłębione. Osie istniejących w tym regionie przed czwartorzędem dolin widoczne są na mapie przedstawiającej głębokość poło­żenia stropu podłoża mioceńskiego (ryc. 7). Doliny te współcześnie wykształcone są zazwyczaj w postaci rozległych niecek i dolin płaskodennych. Doliny nieckowate o długości 1,5 km są asymetryczne i charakteryzują się nachyleniem zboczy 3–20°. Większe nachylenia (>15°) cechują zbocza o ekspozycji wschodniej lub północno­wschodniej, które zbudowane są z osadów mioceńskich, gliny zwałowej lub „serii witowskiej”. Zbocza przeciwległe o mniejszym nachyleniu (3–6°) nadbudowane są zazwyczaj miąższą pokrywą lessów. Dna rozległych dolin nieckowatych są wyście­lone osadami soliflukcyjnymi i proluwialnymi o miąższości do 4 m (Śnieszko 1995). Większe spośród tych form w dolnych odcinkach przechodzą w doliny płasko­denne (szerokość dna do 150 m) z okresowymi lub stałymi ciekami. Ich dna budują drobnoziarniste osady mineralne oraz organiczne o łącznej miąższości 1–6,5 m (Stachowicz 2010). U wylotu tych dolin występują rozległe (do 800 m szerokości) stożki napływowe lub proluwialne. Drugą grupę form dolinnych stanowią niewiel­kie doliny holoceńskie, wycięte w zboczach starszych form. Wykształcone są one głównie jako niecki ablacyjne o głębokości od 2 m do kilkunastu metrów, długości do ok. 500 m i nachyleniu zboczy 3–7°. W obszarach wododzielnych te niewielkie doliny denudacyjne podcinają poziomy zrównań trzeciorzędowych. Na zboczach większych dolin oraz na nierozczłonkowanych zboczach doliny Szreniawy wystę­pują holwegi. Osiągają one niejednokrotnie długość kilkuset metrów i głębokość do 12 m. Formy te wycięte są w lessach i charakteryzują je wąskie dna (do 2,5 m szero­kości) i strome zbocza (70–80°). W obrębie stoków liczne są również terasy rolne o wysokości 0,5–5 m i długości kilkuset metrów. Dolina Szreniawy w analizowanym odcinku jest formą płaskodenną o steraso­wanym dnie, którego szerokość wynosi maksymalnie 2,05 km. W analizowanym obszarze występują dwa poziomy wyższych teras: wyższy w wysokości 20–30 m nad dno doliny oraz niższy osiągający wysokość względną 14–16 m. Zbudowane są z piasków i żwirów fluwioglacjalnych nadbudowanych lessem i osadami deluwial­nymi (9–11 m miąższości). Niemal całą szerokość współczesnego dna doliny Szre­niawy zajmuje powierzchnia terasy nadzalewowej wznosząca się 2–6 m nad rów­ninę zalewową. Terasa ta zbudowana jest w stropie z ilasto-piaszczystych osadów holoceńskich, niżej (na głębokości 4–6,6 m) budują ją piaski i żwiry. Łączna miąż­ 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań 3.2. rzeźba Terenu szość utworów aluwialnych w dnie doliny Szreniawy dochodzi do 10 m (Śnieszko 1995). U wylotu bocznych dolin terasa nadzalewowa jest nadbudowana stożkami napływowymi (fot. 1) i proluwialnymi, lokalnie także deluwiami tworzącymi spłasz­czenia podstokowe. Powierzchnię terasy nadzalewowej na całej długości bada­nego odcinka doliny rozcinają liczne rowy odwadniające. W dolinie Szreniawy na wschód od Koszyc występują głębokie starorzecza, które funkcjonowały jeszcze jako zakola koryta w latach 30. XX w. W odcinku tym zachowane są także niewysokie ostańce erozyjne (wysokość względna 0,8–2,1 m) związane z rozwojem meandro­wego koryta Szreniawy. W badanym odcinku doliny, poniżej terasy nadzalewowej, fragmentarycznie po północnej stronie koryta występuje wąska równina zalewowa. Wznosi się ona na wysokość 0,5–2 m nad koryto i budują ją pyłowe utwory lessopo­ rycina 6. Mapa geomorfologiczna wschodniej części zlewni Szreniawy (na podstawie: badania własne oraz Izmaiłow, Michno 2009): 1 – fragmenty neogeńskiej powierzchni zrównania, 2 – fragmenty spłasz­czeń stokowych, 3 – wierzchołki kopulaste, 4 – szerokie garby wododzielne, 5–7 – stoki neogeńskie: 5: >35°, 6: 15–35°, 7: 7–15°; stoki plejstoceńskie: 8: 7–15°, 9: 15–35°; 10 – powierzchnia terasy z okresu zlodowacenia san 2, 11 – powierzchnia terasy z okresu zlodowaceń środkowopolskich, 12 – niecki plejstoceńskie, 13 – terasa nadzalewowa, 14 – równina zalewowa, 15 – równiny proluwialne, 16 – suche, holoceńskie doliny denudacyjne, 17 – koryta rzeczne, 18 – starorzecza, 19 – krawędzie te­rasy nadzalewowej, 20 – ostańce erozyjne, 21 – holoceńskie stożki napływowe, 22 – stożki proluwialne, 23 – rowy melioracyjne, 24 – wały przeciwpowodziowe, 25 – terasy rolne i holwegi, 26 – miejscowości, 27 – wodowskaz w Biskupicach, 28 – przekroje poprzeczne Figure 6. Geomorphological map of the eastern part of the Szreniawa catchment (based on author’s own research and after Izmaiłow and Michno 2009): 1 – fragments of Neogene plain, 2 – flat fragments of slopes, 3 – dome summits, 4 – wide drainage divide ridges, 5–7 – Neogene slope gradients: 5: >35° , 6: 15–35°, 7: 7–15°, 8–9 – Pleistocene slope gradients: 8: 7–15°, 9: 15–35°, 10 – San 2 ice age terrace, 11 – Middle Polish ice age terrace, 12 – dry Pleistocene denudation valleys, 13 – flood terrace, 14 – floodplain, 15 – proluvial plains, 16 – dry Holocene denudation valleys, 17 – river channels, 18 – oxbow lakes, 19 – edge of flood terrace, 20 – erosion outcrops, 21 – Holocene alluvial fans, 22 – proluvial fans, 23 – drainage ditches, 24 – levees, 25 – agricultural terraces and hollow ways, 26 – localities, 27 – water gauge at Biskupice, 28 – cross sections 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań rycina 7. Rzeźba stropu osadów mioceńskich we wschodniej części zlewni Szreniawy (na podstawie: Pawlak red. 1977a, b): 1 – wysokość stropu osadów mioceńskich (m n.p.m.), 2 – dział wodny zlewni, 3 – współczesna sieć rzeczna, 4 – miejscowości Figure 7. Relief of the Miocene sediments top in the eastern part of the Szreniawa catchment (after Pawlak ed. 1977a, b): 1 – altitude of the Miocene sediments top (m a.s.l.), 2 – catchment divide, 3 – present-day river network, 4 – localities chodne z materiałem piaszczystym i organicznym. W analizowanym odcinku doliny koryto Szreniawy ma długość 10,17 km i charakteryzuje się znaczną krętością. Spa­dek dna doliny w analizowanym odcinku wynosi 0,93‰, jest jednak wyraźnie zróż­nicowany: w odcinku Biskupice – Koszyce (5,6 km) wynosi on 0,45‰, a następnie wzrasta do 2‰ w odcinku ujściowym (2,3 km) (ryc. 8). W ujściowym odcinku koryto Szreniawy jest uregulowane (fot. 2) i obwałowane, wał prawobrzeżny jest dwukrotnie dłuższy od lewobrzeżnego i sięga aż do Koszyc. Ten odcinek koryta i dna doliny kształtowany jest w dużym stopniu pod wpływem procesów fluwial­nych zachodzących w dolinie Wisły (cofka fali wezbraniowej). Współcześnie stoki we wschodniej części zlewni Szreniawy modelowane są przez spłukiwanie, erozję linijną i sufozję. U podnóży stoków, na spłaszczeniach wyższych teras oraz w dnach suchych niecek ablacyjnych, zachodzi okresowo akumulacja osa­dów deluwialnych. Dynamika procesów denudacyjnych jest bardzo zróżnicowana zależnie od kształtu stoku, kierunku orki, sposobu użytkowania i mikrorzeźby. 3.2. rzeźba Terenu Fotografia 1. Krawędź stożka napływowego doliny Łapszowianki nadbudowującego dno doliny Szreniawy w rejonie Książnic Wielkich (fot. A. Michno) photo 1. Edge of the alluvial fan in the Łapszowianka Valley that builds up the Szreniawa Valley near Książnice Wielkie (photo by A. Michno) Do najszybciej przekształcanych form w analizowanym obszarze należą holwegi. Związane jest to ze znacznym spadkiem ich dna, co sprzyja szybkiej koncentracji wody opadowej. Wśród procesów fluwialnych największe znaczenie ma erozja. Ero­zja boczna zachodzi na wklęsłych brzegach zakoli koryta Szreniawy i jej dopływów. Ograniczeniu erozji bocznej sprzyja w wielu odcinkach umocnienie brzegów koryt przez system korzeniowy drzew. Erozja wgłębna ze względu na niewielki spadek koryt nie ma większego znaczenia w ich rozwoju. Jedynie w odcinku koryta Szreniawy położonym na wschód od Koszyc okresowo może mieć większe znaczenie. Lokalnie na poziomie równiny zalewowej zachodzi również akumulacja osadów, które ule­gają redepozycji podczas kolejnych wezbrań. Przeciętny roczny transport materiału klastycznego w korycie Szreniawy (dane za lata 1971–1980) określony dla punktu hydrometrycznego w Biskupicach wynosi 9,44 t (Klimek, Łajczak 1991). Współcze­śnie podczas większości wezbrań woda mieści się w głęboko wciętym korycie jedynie podczas największych zdarzeń zachodzi akumulacja osadów na dnie doliny. rycina 8. Profil podłużny i wybrane profile poprzeczne doliny Szreniawy: 1 – odcinek doliny objęty szczegółowymi badaniami, 2 – profil podłużny doliny, 3 – profil podłużny doliny w badanym odcinku, 4 – lokalizacja profili poprzecznych, 5 – lokalizacja wierceń Figure 8. Longitudinal profile and selected cross sections of the Szreniawa Valley: 1 – study area, 2 – longitudinal profile of valley, 3 – longitudinal profile of valley in the study area, 4 – location of cross sections, 5 – location of drillings 3.2. rzeźba Terenu Fotografia 2. Koryto Szreniawy w okolicach Koszyc (fot. A. Michno) photo 2. The Szreniawa river channel near Koszyce (photo by A. Michno) Zlewnię Rudnika, ze względu na mniejsze deniwelacje i względnie jedno­rodne pokrywy, charakteryzuje dużo mniejsze zróżnicowanie rzeźby niż zlewnię Szreniawy. Deniwelacja zlewni Rudnika wynosi 77,2 m, a średnia jej wysokość 223,6 m n.p.m. (tab. 2). Największe wysokości bezwzględne (lokalnie >250 m n.p.m.) osiągają wzniesienia wododziałowe w północnej i północno-wschodniej części zlewni (ryc. 9). Charakterystyczną ich cechą jest płaska wierzchowina występująca na wysokości 235–250 m n.p.m. Powierzchnia ta zanika w kierunku południowo­-wschodnim, gdzie występują krótkie grzbiety, a nad nimi wznoszą się niewielkie kopulaste ostańce denudacyjne. Wysokości względne w zlewni Rudnika wynoszą od 10–25 m w odcinku źródłowym do 30–40 m w rejonie Rudna Dolnego (ryc. 10). Dolina Rudnika oraz większe doliny boczne (np. w rejonie Dobranowic) prawdo­podobnie mają starsze przedczwartorzędowe założenia (ryc. 11). Zlewnia Rudnika reprezentuje w większości denudacyjny podtyp rzeźby obszarów lessowych (Rodzik 2009). Stoki o zróżnicowanym nachyleniu (2–35°) rozcina gęsta sieć plejstoceń­skich dolin denudacyjnych. Doliny te rozpoczynają się złożonym systemem płytkich niecek o niewielkim spadku, które lokalnie podcinają spłaszczenia wierzchowinowe 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań rycina 9. Mapa geomorfologiczna badanego fragmentu zlewni Rudnika (na podstawie: badania własne): 1 – fragmenty neogeńskiej powierzchni zrównania, 2 – wierzchołki kopulaste, 3 – szerokie garby wodo-dzielne, 4–5 stoki plejstoceńskie: 4: 7–15°, 5: 15–35°; 6 – niecki plejstoceńskie, 7 – suche, holoceńskie doliny denudacyjne, 8 – terasa nadzalewowa, 9 – równina zalewowa, 10 – równiny proluwialne, 11 – koryta rzeczne, 12 – krawędzie terasy nadzalewowej, 13 – holoceńskie stożki napływowe, 14 – stożki proluwialne, 15 – rowy melioracyjne, 16 – terasy rolne i holwegi, 17 – miejscowości, 18 – przekroje poprzeczne Figure 9. Geomorphological map of the study area in the Rudnik catchment (based on author’s own research): 1 – flat fragments of Neogene plain, 2 – dome summits, 3 – wide drainage divide ridges, 4–5 – Pleistocene slope gradients: 4: 7–15°, 5: 15–35°, 6 – dry Pleistocene denudation valleys, 7 – dry Holocene denudation valleys, 8 – flood terrace, 9 – floodplain, 10 – proluvial plains, 11 – river channels, 12 – edge of flood terrace, 13 – Holocene alluvial fans, 14 – proluvial fans, 15 – drainage ditches, 16 – agricultural terraces and hollow ways, 17 – localities, 18 – cross sections 3.2. rzeźba Terenu Figure 10. Longitudinal profile and selected cross sections of the Rudnik Valley: 1 – study area, 2 – longitudinal profile of valley, 3 – longitudinal profile of valley in the study area, 4 – location of cross sections, 5 – location of drillings 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań 1 – wysokość stropu osadów mioceńskich (m n.p.m.), 2 – dział wodny zlewni, 3 – współczesna sieć rzeczna, 4 – miejscowości Figure 11. Relief of the Miocene sediments top in the Rudnik catchment (after Pawlak ed. 1977a, b): 1 – altitude of the Miocene sediments top (m a.s.l.), 2 – catchment divide, 3 – present-day river network, 4 – localities (fot. 3). W niżej położonym odcinku doliny te wykształcone są jako formy płasko­denne o długości 1–3,8 km i spadku 6–10‰. Dna tych dolin o szerokości 150–300 m nadbudowane są osadami stokowymi o miąższości do 1,5 m (Pałka 2010). W dol­nych odcinkach doliny płaskodenne są stale lub okresowo odwadniane (spadek dna 3–6‰), a u ich wylotu występują niewielkie i płaskie stożki napływowe (szerokość do 180 m, spadek ok. 4‰), nadbudowujące dno doliny Rudnika. Młodsze holoceń­skie niecki ablacyjne rozcinają stoki oraz zbocza dolin płaskodennych i plejstoceń­skich niecek. Są to formy płytkie o głębokości do 5 m i niewielkim nachyleniu zboczy (2–5°). Ich długość jest zróżnicowana i wynosi od 100 m do ok. 1 km. W obrębie stoków występują również formy antropogeniczne: holwegi i terasy rolne (do 1,7 m wysokości). Holwegi o długości 200–400 m i głębokości wynoszącej maksymalnie 4 m zazwyczaj poprowadzone są wzdłuż osi dolin denudacyjnych lub rozczłonkowują stoki, dochodząc bezpośrednio do den dolin płaskodennych lub dna doliny Rudnika. 3.2. rzeźba Terenu Fotografia 3. Doliny denudacyjne rozcinające stoki w zlewni Rudnika w okolicach Dobranowic (fot. A. Michno) photo 3. Denudation valleys fragmenting slopes in the Rudnik Valley catchment near Dobranowice (photo by A. Michno) W analizowanym odcinku doliny Rudnika nie występują wyższe plejstoceńskie poziomy terasowe, co wyraźnie odróżnia tę dolinę od większej doliny Szreniawy. Brak wyższych poziomów terasowych sprzyja w wielu odcinkach bezpośredniej dostawie osadów ze stoków do dna doliny głównej. Dno doliny Rudnika tworzy terasa nadzalewowa zbudowana z osadów drobnoziarnistych. Jej szerokość wynosi 80–190 m. W odcinku ujściowym Rudnik na długości ok. 1,2 km rozcina na głębo­kość 6,5–10 m plejstoceńską terasę Wisły (terasa lessowa). Następnie na długości 0,6 km (w obrębie Niziny Nadwiślańskiej) jego koryto wykształcone jest w obrę­bie równiny zalewowej doliny Wisły. W dnie doliny Rudnika w odcinku ujściowym wykształcony jest niższy poziom terasowy, którego wysokość względna sięga 3 m. Szerokość dna doliny w tym odcinku wynosi 2–10 m, a jego spadek 13,02‰. Jest on zdecydowanie większy niż w wyżej położonym odcinku doliny (4,68‰ w rejo­nie Dobranowic), a nawet niż w odcinku źródłowym doliny (9,83‰). W obrębie holoceńskiej równiny zalewowej doliny Wisły (odcinek o długości 0,6 km) koryto Rudnika wcięte jest na głębokość do 1 m, a jego spadek wynosi 2,08‰. 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań Współcześnie rozwój rzeźby zlewni Rudnika jest związany z procesami denu­dacyjnymi na stokach, a w odcinku ujściowym doliny także z intensywną erozją wgłębną w nawiązaniu do bazy erozyjnej, jaką stanowi dolina i koryto Wisły w zapa­dlisku przedkarpackim. Stoki o wypukło-wklęsłym profilu podłużnym modelo­wane są głównie przez spłukiwanie i erozję linijną (fot. 4). W niewielkich nieckach ablacyjnych przeważa poprzeczny transport materiału, który jest akumulowany w ich dnach, a podczas większych opadów transportowany do niżej położonych dolin płaskodennych. Dostawie materiału klastycznego do den dolin sprzyja także brak wyższych poziomów terasowych oraz ukierunkowanie holwegów. Lokalne bazy denudacyjne na stokach stanowią natomiast terasy rolne, granice upraw oraz drogi. Duże znaczenie dla intensywności współczesnych procesów stokowych ma rolnicze użytkowanie tego obszaru. W zlewni Rudnika powszechny jest wzdłużsto­kowy układ pól, który sprzyja intensywnej denudacji stoku. Jedynie w przypadku poprzecznostokowego układu pól i występowania teras rolniczych transfer osadów Fotografia 4. Akumulacja osadów deluwialnych u podnóży stoków w dolinie Rudnika (fot. A. Michno) photo 4. Accumulation of deluvial sediments at the slope foot in the Rudnik Valley (photo by A. Michno) 3.3. warunki klimaTyczne do den dolin jest ograniczony. Na krawędziach holwegów i teras rolnych zachodzą procesy sufozji, natomiast płaskie wierzchowiny i stoki o niewielkim nachyleniu modelowane są przez spłukiwanie rozproszone. W krótkich okresach w ciągu roku, przy suchym podłożu i braku roślinności, potencjalnie mogą zachodzić również procesy eoliczne. 3.3. warunki klimatyczne Analizowany w pracy obszar wg regionalizacji klimatyczno-opadowej T. Niedź­wiedzia i B. Obrębskiej-Starklowej (1991) jest położony w obrębie dwóch regionów klimatycznych. Górna i środkowa cześć zlewni Szreniawy znajduje się w obrębie regionu klimatu wyżyn (podregion Niecka Nidziańska), natomiast ujściowy odci­nek Szreniawy i jej dolina oraz zlewnia Rudnika są położone w regionie klimatu kotlin podgórskich (podregion Doliny Wisły). Obszar objęty szczegółowymi badaniami charakteryzuje się najniższymi opadami w dorzeczu górnej Wisły. Jest to spowodowane jego położeniem w cieniu opadowym Wyżyny Krakowsko-Często­chowskiej. Średnia liczba dni z opadem >1 mm wynosi tu mniej niż 140 dni w roku (Niedźwiedź, Obrębska-Starklowa 1991). Średnia roczna suma opadów w tym regio­nie wynosi od 539 mm (Kazimierza Mała) do 645 mm (Miechów) (ryc. 12, tab. 5). Najwyższe opady występują w miesiącach letnich z maksimum w lipcu, najniższe zaś w styczniu lub lutym (Paszyński, Kluge 1986). Liczba dni z pokrywą śnieżną wynosi od 64 dni w południowej części obszaru do 80 dni w północnej części zlewni Szreniawy. Średnia roczna temperatura powietrza wynosi 7–8°C, a średnia mie­sięczna od -3°C w styczniu do +18°C w lipcu (Dynowska 1964). Długość okresu wegetacyjnego wynosi od ok. 200 dni w północnej części rozpatrywanego obszaru do 220 dni w jego części południowej (Paszyński, Kluge 1986). Istotny wpływ na kształtowanie rzeźby obszarów lessowych mają krótkotrwałe ulewy o dużym natężeniu opadu (>1 mm·min-1). W dorzeczu górnej Wisły duże opady dobowe mogą wystąpić zarówno w jednorodnych masach powietrznych, jak i na frontach atmosferycznych. Opady te obejmują swym zasięgiem zwykle nie­wielki obszar (do kilkudziesięciu kilometrów kwadratowych), lecz odgrywają pod­stawową rolę w przekształcaniu stoków i den dolin. Cechą takich zdarzeń jest kon­centracja opadu o dużym natężeniu w krótkim czasie, dlatego też główną składową odpływu podczas takich zdarzeń jest spływ powierzchniowy. Jest on przyspieszony na stokach odlesionych, rozciętych gęstą siecią dróg polnych i dolin denudacyjnych (Starkel 1998c). W Miechowie we wrześniu 1995 r. w ciągu 190 minut spadł opad o wysokości 68 mm, co stanowi 138% średniej sumy opadów we wrześniu (Bryndal i in. 2008). Większe ulewy powodujące lokalne powodzie (ryc. 13, tab. 6) w bada­ 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań Figure 12. Location of precipitation gauging stations (see Table 5): 1–8 – see Figure 1; 9 – precipitation gauging stations Tabela 5. Średnie miesięczne sumy opadów (mm) na wybranych posterunkach opadowych (1951–1970) (na podstawie: Paszyński, Kluge 1986) Table 5. Mean monthly precipitation totals (mm) on selected gauging stations (1951–1970) (after Paszyński, Kluge 1986) Miejscowości I II II IV V VI VII VIII IX X XI XII Rok Kazimierza Mała 25 22 27 38 61 72 87 70 38 30 36 33 539 Miechów 25 30 33 49 74 89 102 77 49 38 46 33 645 Radziemice 30 30 31 38 68 79 102 80 42 31 43 36 610 Skrzeszowice 26 25 28 41 66 82 98 78 44 34 40 32 594 3.3. warunki klimaTyczne Figure 13. Location of precipitation gauging stations at which downpours were recorded – examples (see Table 6): 1–8 – see Figure 1; 9 – precipitation gauging stations Tabela 6. Daty wystąpienia lokalnych powodzi na Wyżynie Miechowskiej i Płaskowyżu Proszowickim (na podstawie: Bryndal i in. 2008) Table 6. Examples of local floods in the Miechów Upland and the Proszowice Plateau (after Bryndal et al. 2008) Miejscowość Data Działoszyce 22 V 1937 Kalina Wielka 23 V 1937, 15 IX 1995 Krępe VIII 1998 Miechów 22 V 1937, 15 IX 1995 Pałecznica 25 IV 2000, 20 IX 2006 Podleśna Wola 19 V 2004 Radziemice 20 IX 2006 Ulina Wielka VIII 1998 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań nym regionie zdarzały się również w innych latach. Na duże znaczenie silnych opa­dów w denudacji obszarów lessowych wskazują także badania dotyczące wynoszo­nej ze zlewni zawiesiny (Sadurska 1964, 1982; Sadurska, Maruszczak 1982). W ujęciu bilansowym pomijane są jednak produkty denudacji, które pozostają w zlewni (na spłaszczeniach wyższych teras, w dnach dolin bocznych). Również badania realizowane w dolinie Rudnika i Szreniawy wskazują, że podczas jednej ulewy u podnóży stoków oraz w dnach dolin denudacyjnych mogą być deponowane pokrywy nawet o kilkudziesięciocentymetrowej miąższości. Tak znaczny przyrost miąższości deluwiów związany z silnymi opadami jest jednak zjawiskiem lokalnym. 3.4. charakterystyka hydrograficzna obszaru badań Szreniawa (długość koryta 79,8 km) oraz Rudnik (długość koryta 8,85 km) są lewostronnymi dopływami Wisły. Rzeki te charakteryzują się gruntowo-deszczowo­-śnieżnym reżimem z wyrównanymi stanami wód i przepływami. Szczegółowe dane hydrologiczne dostępne są jedynie dla Szreniawy (wodowskaz w Biskupicach). Obszar źródliskowy Szreniawy jest położony na Wyżynie Olkuskiej w okolicach Wolbromia. Jej główne źródło o wydajności 40 l·s-1 zlokalizowane jest na wysokości 376 m n.p.m. w miejscowości Wierzchowisko (Dynowska 1986a; Baścik, Partyka 2011). Głównymi dopływami Szreniawy na Wyżynie Miechowskiej są: Gołczanka (7,8 km długości), Cicha (8,0 km długości), Piotrówka (9,2 km długości) i Ścieklec (22,4 km długości). W obrębie Płaskowyżu Proszowickiego jest to kilka bezimien­nych cieków uchodzących do Szreniawy w rejonie Proszowic i Koszyc. Gęstość sieci rzecznej w zlewni Szreniawy wynosi 0,54 km·km-2. Zlewnia ta charakteryzuje się występowaniem wydajnych źródeł o wysokich walorach przyrodniczych i poznaw­czych. Aż dziewiętnaście dużych źródeł, stanowi pomniki przyrody nieożywio­nej, a ich wydajność wynosi 8–170 l·s-1 (Baścik, Partyka 2011). Szreniawa oraz jej większe dopływy od średniowiecza odgrywały istotną rolę w rozwoju osadnictwa i gospodarki regionu. Powstające tu młyny wodne były wykorzystywane do mielenia zboża, a także do obróbki drewna. Obecnie niektóre z nich służą do produkcji ener­gii elektrycznej na niewielką skalę. W zlewni Szreniawy tylko część tych młynów przetrwała do dziś (37 starych młynów lub ich reliktów). Na początku XX w. dzia­łało tu jeszcze ok. 20 młynów, dziś zaledwie tylko kilka (np. Przesławice, Szreniawa). W 2003 r. wytyczony został szlak turystyczny „Młyny Doliny Szreniawy” wpisany na listę kulturowych szlaków tematycznych Narodowego Instytutu Dziedzictwa (Młyny Doliny Szreniawy… 2003). 3.5. gleby Dzięki stałej dostawie wód podziemnych z wydajnych źródeł charakterystyczny dla Szreniawy jest brak niżówek. Średni roczny przepływ tej rzeki (dane za lata 1960– 1980) wynosi w Biskupicach 3,37 m3·s-1, a średni odpływ jednostkowy – 4,9 l·s-1·km-2. Najniższe średnie miesięczne przepływy występują we wrześniu, a najwyższe w marcu lub kwietniu. Udział zasilania podziemnego wynosi ok. 63% (Dynowska 1964, 1978, 1983, 1986b). Nawet podczas dużych wezbrań woda mieści się w korycie Szreniawy, więc rzadko występują sytuacje powodziowe (Soja 2003). Zakres wahań stanów wody jest stosunkowo niewielki i wynosi 220 cm (Dynowska 1986a). Pod­czas większych wezbrań dolinę Szreniawy w odcinku na wschód od Koszyc obej­muje cofka fali wezbraniowej z koryta Wisły (np. lipiec 1997, maj i czerwiec 2010 r.). Górna część zlewni Szreniawy wg L. Starkla (1991b) jest zaliczana do regionów o nadwyżce wody i przyspieszonym odpływie wód. Jej dolna część, zbudowana z ilastych utworów miocenu, należy do regionów o przyspieszonym odpływie wód i deficycie wody. Rudnik jest niewielkim ciekiem, dla którego brak szczegółowych danych hydro­logicznych. Głównym jego dopływem jest niewielki potok położony w rejonie Dobranowic – długość jego koryta wynosi ok. 3 km. Budowa geologiczna zlewni wpływa na niewielką gęstość sieci rzecznej – jest ona mniejsza niż w zlewni Szre­niawy i wynosi 0,33 km·km-2 (por. tab. 2). Zlewnia Rudnika, podobnie jak dolna część zlewni Szreniawy, zaliczana jest do regionów o przyspieszonym odpływie wód i deficycie wody (Starkel 1991b). 3.5. gleby Pokrywa glebowa jest wielofunkcyjnym elementem środowiska przyrodniczego, ponieważ pełni ważne funkcje m.in. funkcję produkcyjną, krajobrazową, sanitarną i jest ważnym elementem obiegu wody w zlewni. Zróżnicowanie pokrywy glebowej uzależnione jest głównie od budowy geologicznej, warunków klimatycznych, szaty roślinnej oraz intensywności procesów morfogenetycznych. Rzeźba terenu warun­kuje rozmieszczenie i tempo procesów erozji oraz akumulacji materiału glebowego. Prowadzi tym samym do zróżnicowania pokrywy glebowej przez usuwanie pozio­mów powierzchniowych gleb oraz nadbudowywanie gleb w obszarach akumulacji deluwialnej. W miejscach objętych erozją występuje charakterystyczna plamistość pokrywy glebowej związana z różnicami rzeźby w mezo- i mikroskali. W analizowanym obszarze skałami macierzystymi dla pokrywy glebowej są głównie lessy, lokalnie skały węglanowe jury i kredy, a także osady ilaste miocenu oraz holoceńskie pokrywy deluwialne, proluwia i aluwia. Na skałach węglanowych wykształcone są rędziny i pararędziny, charakteryzujące się znaczną szkieletowo­ 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań ścią profilu glebowego. Na pokrywie lessowej, która występuje powszechnie w obu analizowanych zlewniach, są to różnego typu czarnoziemy, gleby inicjalne płowe i gleby brunatne. W dnach dolin powszechne są mady, gleby glejowe, lokalnie rów­nież gleby deluwialne, torfowe lub torfowo-murszowe (Żyła 2007). Początek procesu glebotwórczego na lessach należy wiązać z zakończeniem ich akumulacji. Według A. Środonia (1959) naturalne warunki dla rozwoju czarno­ziemów wystąpiły w młodszym dryasie i preboreale. J. Jersak i Z. Śnieszko (1987) umiejscawiają początek procesu czarnoziemnego w fazie preborealnej i borealnej. Również wg J. Borowca (1972) proces czarnoziemny rozpoczął się w okresie boreal­nym. W literaturze pojawiają się też poglądy łączące początek formowania pokrywy czarnoziemów dopiero z okresem atlantyckim (Turski 1985). Badania S. Skiby i M. Kołodziejczyka (2004) na stanowisku archeologicznym w Słonowicach koło Kazimierzy Wielkiej (grobowce trapezowate datowane na schyłek IV lub przełom IV i III tysiąclecia p.n.e.) wskazują jednak, że w okresie rozwoju osadnictwa kultur pucharów lejkowatych badany tam profil czarnoziemu był już w pełni wykształcony. Potwierdza to koncepcję rozwoju czarnoziemów przed okresem optimum klima­tycznego holocenu. W analizowanym obszarze wśród czarnoziemów wyróżnione zostały jednostki glebowe w randze podtypów: czarnoziemy typowe, czarnoziemy z poziomem cam­bic, czarnoziemy z poziomem argillic, czarnoziemy z poziomem agric oraz czarno­ziemy zerodowane (Żyła 2007). Pierwsze trzy podtypy występują w postaci niewiel­kich płatów na wierzchowinach i spłaszczeniach denudacyjnych w obrębie stoków. Wspólną cechą tych gleb jest pełna sekwencja poziomów genetycznych wykształco­nych w wyniku naturalnych procesów glebotwórczych oraz wysoka zawartość mate­rii organicznej w poziomach próchnicznych (1,94–3,38%). Gleby te odznaczają się miąższym poziomem próchnicznym, który np. w czarnoziemach typowych razem z poziomem A/C sięga do głębokości co najmniej 70 cm (Żyła 2007). Występowanie czarnoziemów z poziomem agric uwarunkowane jest działalnością człowieka (dłu­gotrwała intensywna uprawa). W glebach tych poniżej poziomu ornego występuje iluwialny poziom agric powstały w wyniku orki, który zawiera znaczne ilości ilu­wialnego iłu i pyłu oraz próchnicy. Lokalnie występujące czarnoziemy zerodowane uznawane są za stadium przejściowe pomiędzy czarnoziemami typowymi a glebami inicjalnymi zerodowanymi (Żyła 2007). Istotnymi cechami różnicującymi pokrywę czarnoziemów są: morfologia ich profilu glebowego, głębokość wyługowania węglanów, stopień zaawansowania procesów glebotwórczych i stopień zerodowania profilu. W czarnoziemach strefa wyługowania węglanów występuje w górnej części profilu glebowego. Obejmuje ona poziomy próchniczne oraz poziomy mieszane i przejściowe do skały macierzy­stej. W czarnoziemach typowych strefa wyługowania sięga do głębokości 52–92 cm (Żyła 2007). Poniżej w profilach tych gleb występuje poziom nagromadzenia węgla­ 3.6. szaTa roŚlinna nów, których zawartość sięga nawet 18%. W głąb profilu glebowego ich zawartość zmniejsza się do ok. 7%, co uznaje się za wartość typową dla skały macierzystej (les­sów) w tym regionie. W czarnoziemach z poziomem cambic i z poziomem argillic strefa wyługowania jest znacznie głębsza i może sięgać do głębokości ok. 160 cm. Na pokrywach lessowych omawianego obszaru powszechnie występują też gleby inicjalne płowe, których charakterystyczną cechą jest prosta budowa profilu glebo­wego z ostro odcinającym się ornym poziomem próchnicznym, poniżej którego występuje bezpośrednio poziom skały macierzystej (na głębokości 20–30 cm). Ich poziom próchniczny jest też zdecydowanie jaśniejszy w porównaniu z poziomami próchnicznymi czarnoziemów. Drugą ważną cechą tych gleb jest występowanie węglanów już w poziomie próchnicznym (nawet ok. 10% CaCO3). Cechy te wska­zują na inicjalność omawianych jednostek glebowych (Żyła 2007). Gleby płowe zaj­mują strome odcinki stoków oraz stoki wypukłe. Na stokach o większym nachyleniu lokalnie występują również gleby brunatne właściwe lub brunatne wyługowane. 3.6. szata roŚlinna Zlewnia Szreniawy oraz zlewnia Rudnika wg podziału geobotanicznego Polski wchodzą w skład Krainy Miechowsko-Sandomierskiej, Okręgu Miechowsko-Piń­czowskiego (Szafer, Zarzycki red. 1977). W zlewniach tych, podobnie jak w całym pasie wyżyn środkowopolskich, naturalna roślinność została w znacznym stopniu zniszczona (Towpasz, Kotańska 2002). Współcześnie w zlewni Szreniawy na bardzo małej powierzchni (6%) występują zbiorowiska leśne (Smoroń i in. 2009) (ryc. 14). Zachowały się one głównie na stokach i wierzchowinach rozległych wzniesień. Dominującym zbiorowiskiem leśnym na żyznych glebach brunatnych o podłożu les­sowym jest grąd (Tilio-Carpinetum). W dnach dolin występują łęgi olszowo-jesio­nowe (Fraxino-Alnetum), łęgi wierzbowo-topolowe (Populetum albae) lub pasy wiklin (Salicetum triandro-viminalis). W głębokich wąwozach i na stokach o eks­pozycji północnej występują reliktowe drzewostany buczyny karpackiej (Fagetum carpaticum), z kolei na stokach o ekspozycji południowej o płytkich i szkieletowych glebach na podłożu wapiennym rosną ciepłolubne buczyny storczykowe (Carici­-Fagetum) (Kotańska i in. 2001; Towpasz, Kotańska 2004). W zlewni Rudnika na stokach i wierzchowinach nie występują zwarte powierzchnie leśne; jedynie niewiel­kie fragmenty dna doliny Rudnika zajęte są przez zbiorowiska lasów łęgowych. Lasy w przeszłości zajmowały większą powierzchnię w analizowanym obszarze. Świadczy o tym rozproszone występowanie poszczególnych gatunków charakterystycznych dla tych zbiorowisk. Współcześnie otoczone są one gatunkami ruderalnymi i zazwy­czaj nie tworzą już osobnych zespołów leśnych (Trzcińska-Tacik i in. 1998). 3. Środowisko przyrodnicze obszaru badań Na stromych stokach, na krawędziach wyższych teras rzecznych i teras rolniczych występują murawy kserotermiczne (Peucedano cervariae-Coryletum, Prunetalia). Ich zróżnicowanie związane jest przede wszystkim z budową geologiczną podłoża (lessy, margle kredowe) i z wykształconymi na nim glebami (Kotańska i in. 2001; Towpasz, Kotańska 2004). W obrębie płaskich den dolin powszechnie występują łąki lub pastwiska, które przeplatają się z zaroślami szuwarów i torfowisk niskich (Różański 1987; Michalik 1991). W obu analizowanych zlewniach struktura użytkowania ziemi jest podobna (ryc. 14). Dominującą formą są grunty orne – w zlewni Szreniawy zajmują one 76,24%, a w zlewni Rudnika ok. 88%. Uprawiane są tu głównie: pszenica, jęczmień, rośliny okopowe i przemysłowe (tytoń, buraki cukrowe), a także warzywa. Łąki i pastwiska w analizowanych zlewniach zajmują po ok. 6–7% powierzchni, a jeszcze mniejszą sady (<1%). 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów W badanym odcinku doliny Szreniawy wykonałam 17 wierceń o głębokości od 5 m do 7,5 m: 7 wierceń w rejonie Książnic Wielkich, 5 wierceń w rejonie Koszyc oraz 5 wierceń w odcinku doliny położonym na wschód od Koszyc (ryc. 15). W rejonie Książnic Wielkich 4 profile zlokalizowane są po prawej stronie koryta (K-1, K-2, K-3, K-4) oraz 3 po jego lewej stronie (K-5, K-6, K-7). Profil K-1 o głębokości 6,5 m jest położony na wysokości ok. 183 m n.p.m. na niewielkim spłaszczeniu podstokowym. Profil litologiczny tego wiercenia jest mało zróżnicowany. Wyróżnić w nim można dwie zasadnicze części: poniżej głęboko­ści 5,4 m występują osady piaszczyste, a powyżej pyły (ryc. 16). Osady piaszczyste tworzą dwa ogniwa – piasek bardzo gruby o miąższości 0,2 m oraz piasek drobny o miąższości 1,1 m. Piasek bardzo gruby jest bardzo słabo wysortowany (.1: 2,65), zawiera do 43,61% osadów o frakcji żwiru, w tym także okruchy skał węglanowych o średnicy do 2,6 mm oraz materiał skandynawski. Ujemne wartości skośności (Sk: -0,13) wskazują, że w ogniwie tym przeważają osady o frakcji grubszej niż frak­cja o maksymalnej częstości. Piasek drobny o popielatej barwie (Mz: 2,80–2,68) jest słabo wysortowany (.1: 1,6–1,97), zawiera <1% osadów o frakcji żwiru i do 21% pyłu. Słabe lub bardzo słabe wysortowanie utworów piaszczystych może wskazy­wać na duże zróżnicowanie energii ich środowiska depozycyjnego lub jest efektem niejednorodności genetycznej utworów. Tworzące wyższą część profilu K-1 osady pylaste o łącznej miąższości 5,4 m wykształcone są jako naprzemianległe ogniwa pyłu bardzo grubego oraz pyłu grubego. Pył gruby występujący na głębokości 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów 4,5–5,4 m zawiera znaczną ilość węglanów (do 10% CaCO3) i charakteryzuje się szarą barwą. Osady pylaste występujące wyżej w profilu są żółte i tylko w najwyż­szej części odznaczają się ciemniejszą, brązową barwą i zawierają do 2,4% materii organicznej. Do głębokości 2 m są one też bezwęglanowe. Pyły są słabo lub bardzo słabo wysortowane (.1: 1,59–2,39), zawierają 11,45–37,07% utworów o frakcji pia­sku. Osady piaszczyste i pylaste budujące profil litologiczny wiercenia K-1 wyraźnie różnicuje też związek między średnią średnicą ziarn a wysortowaniem (ryc. 17). Profil K-2 o głębokości 5 m jest zlokalizowany w odległości 406 m od koryta Szreniawy na wysokości ok. 181,5 m n.p.m. (ryc. 15). W spągu profilu litologicznego tego wiercenia (na głębokości poniżej 3,4 m) występują osady gruboziarniste o sza­rej barwie wykształcone jako żwir drobny (Mz: -2,17) o miąższości 1 m oraz żwir bardzo drobny (Mz: -1,63) o miąższości 0,6 m (ryc. 18). Te dwa ogniwa różnicuje przede wszystkim zawartość osadów o frakcji piaszczystej: żwir drobny zawiera do 29,8% piasku, a żwir bardzo drobny do 44,5%. Żwir drobny zawiera także ok. 10% więcej osadów o frakcji żwiru grubego (f>16 mm). Konsekwencją zróżnicowania uziarnienia osadów w tych dwóch ogniwach jest słabe (.1: 1,5) lub bardzo słabe (.1: 2,4–2,6) ich wysortowanie. Osady żwirowe zawierają okruchy skał węglanowych (f 20–49 mm) i skał skandynawskich (f <10 mm). Powyżej utworów gruboziarni­stych w profilu wiercenia K-2 występuje słabo wysortowany piasek średni o jasno­szarej barwie (Mz: 1,08; .1: 1,56) i miąższości 0,52 m, a następnie szary pył gruby (Mz: 5,13; miąższość ogniwa: 0,28 m). Osady te charakteryzuje znaczna zawartość węglanów (do 9,71% CaCO3). Piasek średni, jako jedyny osad w całym profilu, cha­rakteryzuje się ujemną wartością skośności (Sk: -0,2). Powyżej tych dwóch ogniw w profilu litologicznym wiercenia K-2 występuje piasek drobny (Mz: 2,63; miąż­szość ogniwa: 0,15 m) zawierający 3% materii organicznej, co podkreślone jest jego czarno-brązową barwą. Wyżej występują osady pylaste (Mz: 4,89–7,03) o łącznej miąższości 2,45 m. Poszczególne ogniwa pyłów różnicuje barwa oraz udział osadów o frakcji piaszczystej (0,61–31%) i ilastej (4,91–14,76%). Osady pylaste występujące rycina 15. Lokalizacja wierceń wykonanych w dnie doliny Szreniawy: 1–27 – objaśnienia jak na rycinie 6; 28 – profile wykonanych wierceń Figure 15. Location of drillings in the Szreniawa Valley: 1–27 – see Figure 6; 28 – profiles of sampled cores 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów in the K-1 profile na głębokości 0,7–2,45 m charakteryzują się czarną lub czarno-brązową barwą i zawierają 1,8–8% materii organicznej oraz do 19% CaCO3 (w spągu ogniwa). W osadach tych występują też przewarstwienia silnie rozłożonych torfów lub pyla­stych osadów węglanowych o szaro-niebieskiej barwie. Występujący w stropie wier­cenia pył średni (0,7 m miąższości) o jasnobrązowej barwie charakteryzuje odwró­cona sekwencja uziarnienia (osady grubieją ku stropowi). Zróżnicowanie osadów w profilu K-2 dobrze odzwierciedla też relacja średniej średnicy ziarn i odchylenia standardowego będącego wyrazem zmienności dynamiki transportu. Większość osadów w analizowanym profilu charakteryzuje słabe (.1: 1–2) lub bardzo słabe (.1: 2–4) wysortowanie (ryc. 19). Najsłabiej wysortowane są osady dwóch ogniw żwirowych występujących w spągu profilu litologicznego. Profil K-3 o głębokości 5,5 m jest zlokalizowany w odległości 162 m od koryta Szreniawy na wysokości ok. 181 m n.p.m. (ryc. 15). W spągu profilu litologicznego (poniżej 4,35 m) występują osady piaszczyste i żwirowe (ryc. 20). Najniżej położony jest piasek bardzo gruby (Mz: -035; miąższość ogniwa: 0,65 m), nad nim wystę­puje piasek średni o miąższości 0,35 m (Mz: 1,54), a następnie żwir bardzo drobny 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów in the K-2 profile (Mz: -1,35; miąższość ogniwa: 0,15 m). Osady tworzące ogniwo piasku bardzo gru­bego oraz żwiru bardzo drobnego są bardzo słabo wysortowane (.1: 2,23–2,69); lep­szym wysortowaniem charakteryzuje się natomiast piasek średni (.1: 0,86) (ryc. 21). We wszystkich trzech ogniwach osadów gruboziarnistych występują otoczaki lub okruchy skał węglanowych (f <50 mm) oraz materiał północny (f >2 mm). W ana­lizowanym profilu litologicznym powyżej głębokości 4,35 m występują głównie pyły, jedynie na głębokości 4 m przewarstwione są one piaskiem średnim. Osady pylaste wykształcone są jako pył średni, pył gruby lub pył bardzo gruby. Miąższość poszcze­gólnych ogniw pylastych wynosi 0,10–1,20 m. Pyły te zazwyczaj są słabo wysorto­wane (.1: 1,69–1,89); bardzo słabym wysortowaniem (.1: 2,35) charakteryzuje się jedynie pył bardzo gruby występujący na głębokości 2,3–3,5 m, który zawiera 30,6% piasku oraz pojedyncze ziarna o frakcji żwiru (f >2 mm). Osady pylaste charakte­ryzują się znaczną, chociaż zróżnicowaną w profilu pionowym, zawartością mate­rii organicznej (1,6–20,7%) i węglanów (0–14,96% CaCO3). Najwyższa zawartość 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów in the K-3 profile materii organicznej charakteryzuje pył gruby występujący na głębokości 1,1–3,5 m. Odznacza się on czarną barwą i zawiera pojedyncze makroszczątki. Osady te prze­warstwione są również kilkoma laminami szaro-niebieskich pyłów węglanowych. Osady pylaste występujące w stropie wiercenia K-3 (0–1,1 m) charakteryzuje, podob­nie jak w poprzednim profilu, brązowa barwa i odwrócona sekwencja uziarnienia. Profil K-4 o głębokości 6 m jest zlokalizowany w odległości 13 m od koryta Szre­niawy, na wysokości ok. 181 m n.p.m. (ryc. 15). W spągu tego profilu na głęboko­ści 5,2 m występuje bezwęglanowy pył średni (Mz: 6,20–6,92; miąższość ogniwa: 0,8 m). Osady w dolnej części ogniwa są bardzo słabo wysortowane (zawierają do 17,34% piasku), nieco lepszym wysortowaniem charakteryzują się osady w gór­nej części ogniwa (ryc. 22). Wyżej w profilu występują osady piaszczysto-żwirowe wykształcone jako: żwir bardzo drobny (Mz: -1,57, miąższość ogniwa: 0,4 m), pia­sek drobny (Mz: 2,37; miąższość ogniwa: 0,4 m), piasek bardzo gruby (Mz: -0,7; 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów miąższość ogniwa: 0,7 m) oraz piasek bardzo drobny (Mz: 3,81; miąższość ogniwa: 0,1 m), nad którym występuje ponownie ogniwo piasku bardzo grubego (Mz: -0,7; miąższość ogniwa: 0,2 m). Utwory piaszczysto-żwirowe we wszystkich wymienionych wyżej ogniwach charakteryzują się bardzo słabym wysortowaniem (.1: 2,17–2,65) (ryc. 23) – zawierają one od kilku do ponad 20% osadów o frakcji żwiru grubego (f >16 mm). Zróżnicowanie wartości kurtozy (KG) wskazuje na dużą zmienność dynamiki ich transportu. Osady gruboziarniste zawierają otoczaki lub ostrokrawędziste okruchy skał węglanowych (f <30 mm) i materiału północnego (f <10 mm). Powyżej utworów piaszczysto-żwirowych w profilu litologicznym wier­cenia K-4 występują wyłącznie osady pylaste o łącznej miąższości 3,4 m. Poszcze­gólne ogniwa zróżnicowane są pod względem wysortowania oraz zawartości osadów o frakcji piaszczystej (5,86–28,01%). Pył gruby występujący na głębokości 2,2–2,4 m zawiera także 3,8% utworów o frakcji drobnego żwiru (f 4–5,6 mm). Osady pyla­ste występujące w stropowej części profilu litologicznego (0–1,7 m) charakteryzuje 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy odwrócona sekwencja uziarnienia. We wszystkich ogniwach osady pylaste zawierają znaczną ilość węglanów (maksymalnie 17,29% CaCO3). Pyły występujące na głębo­kości 1,7–3,4 m charakteryzują się także dość dużą zawartością materii organicznej (2,1–20,7%) i czarną barwą. Profil K-5 o głębokości 5,5 m jest zlokalizowany na wysokości ok. 181 m n.p.m. w odległości 60 m od koryta Szreniawy (ryc. 15). Profil litologiczny tego wierce­nia jest dwudzielny: poniżej głębokości 3,74 m występują piaski, a powyżej pyły (ryc. 24). Osady piaszczyste wykształcone są jako miąższe ogniwo piasku grubego (Mz: 0,6–1,0; miąższość ogniwa: 1,51 m) oraz piasek średni (Mz: 1,86; miąższość ogniwa: 0,24 m). Piasek gruby jest bardzo słabo wysortowany (.1: 2,80–2,97) – zawiera 22–28% osadów o frakcji żwiru. Charakteryzują go też ujemne wartości skośności (Sk: -0,2). Piasek średni jest najlepiej wysortowany (.1: 1,08) spośród wszystkich osadów w całym profilu wiercenia K-5 (ryc. 25). Powyżej utworów piaszczystych w profilu litologicznym występują pyły o łącznej miąższości 3,74 m. Poszczególne ich ogniwa różnią się między sobą zawartością osadów o frakcji piaszczystej, zawartością węglanów (4,4–20,16% CaCO3) i materii organicznej (0,5–13,8%) oraz barwą. Najgorszym wysortowaniem charakteryzuje się pył bar­dzo gruby występujący na głębokości 2,7–3,1 m. Zawiera on prawie 38% osadów o frakcji piasku. Pyły o miąższości 1,7 m tworzące strop profilu K-5 charakteryzują się brązową barwą, natomiast leżący poniżej (na głębokości 1,7–2,7 m) pył gruby jest bezwęglanowy i ma czarną lub ciemnobrązową barwę. Charakteryzuje go również najwyższa w profilu zawartość materii organicznej. Pyły występujące bezpośrednio powyżej ogniw piaszczystych (na głębokości 2,7–3,74 m) charakteryzuje jasnoszara barwa i znaczna zawartość węglanów – najwyższa w całym profilu litologicznym wiercenia K-5. Profil K-6 o głębokości 6 m jest zlokalizowany na wysokości 182,0 m n.p.m. w odległości 122 m od koryta Szreniawy oraz 15 m od krawędzi rozległego stożka napływowego doliny bocznej – Łapszowianki (ryc. 15). Profil litologiczny tego wiercenia tworzą osady o znacznym zróżnicowaniu uziarnienia. W spągu wierce­nia poniżej głębokości 3,7 m występują osady piaszczyste (ryc. 26), wykształcone jako: piasek bardzo gruby (Mz: -0,98; miąższość ogniwa: 0,3 m) i piasek gruby (Mz: 0,99; miąższość ogniwa: 2 m). Bardzo słabo wysortowany jest piasek bardzo gruby (.1: 2,58) – zawiera do 49% osadów o frakcji żwiru (f >2 mm). Lepszym wysorto­waniem charakteryzuje się piasek gruby (.1: 1,88). W obu omawianych ogniwach piaszczystych występują otoczaki lub okruchy skał wapiennych (f 18–30 mm) i materiał północny (f <20 mm). Powyżej piasków w profilu K-6 występuje słabo wysortowany pył gruby (Mz: 5,09; .1: 1,71) o miąższości 0,55 m. Utwory te zawierają ok. 23% osadów o frakcji piasku. Charakteryzują się szarą barwą i zawierają do 10% węglanu wapnia. Powyżej w analizowanym profilu występuje kilka ogniw osadów piaszczystych, które przedzielone są ogniwem pyłu bardzo grubego o niewielkiej 4.1. CeChy litologiCzne osadów 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy in the K-5 profile miąższości (0,1 m). Poszczególne ogniwa osadów piaszczystych wykształcone są jako: piasek średni, piasek drobny lub piasek bardzo drobny. Najlepszym wysorto­waniem charakteryzuje się piasek średni (.1: 1,37; osady na głębokości 2,8–2,9 m), najgorszym zaś piasek bardzo drobny (.1: 2,13) (ryc. 27). Osady piaszczyste zawie­rają 5,6–9,8% CaCO3, a w niektórych ogniwach także do 0,6% materii organicz­nej. Powyżej kompleksu osadów piaszczystych w profilu litologicznym wiercenia K-6 występują słabo (.1: 1,58–1,85) lub bardzo słabo (.1: 2,43) wysortowane pyły o łącznej miąższości 2,4 m. Bezpośrednio powyżej piasków jest to szary, węgla­nowy pył bardzo gruby (9,83% CaCO3), zawierający ok. 1,6% materii organicznej (Mz: 4,2; miąższość ogniwa: 0,4 m). Występujący wyżej w profilu pył gruby (miąż­szość ogniwa: 1 m) charakteryzuje się czarną lub ciemnobrązową barwą i zawiera do 14,2% materii organicznej (liczne makroszczątki), a w spągu ogniwa do 3,2% CaCO3. Stropową część profilu litologicznego analizowanego wiercenia tworzą pył średni (Mz: 6,44–6,48) i pył bardzo gruby (Mz: 4,67) o łącznej miąższości 1 m. Osady te charakteryzuje brązowa barwa i niewielka zawartość materii organicznej (do 2,9%) oraz węglanów (do 2% CaCO3). 4.1. CeChy litologiCzne osadów 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy in the K-6 profile Wiercenie K-7 o głębokości 7,5 m jest zlokalizowane na wysokości 184,5 m n.p.m. na powierzchni rozległego stożka napływowego nadbudowującego dno doliny Szre­niawy (ryc. 15). W całym profilu litologicznym tego wiercenia duży jest udział osa­dów o frakcji piasku (ryc. 28). W spągu profilu na głębokości 6,95 m występują żwiry bardzo drobne (Mz: -1,97; miąższość ogniwa: 0,55 m), zawierające okruchy skał północnych (f <25 mm) oraz skał węglanowych (f <35 mm). Zróżnicowane wartości skośności (Sk) oraz spłaszczenia (KG) wskazują na dużą zmienność dyna­miki transportu tych utworów. Osady żwirowe nadbudowane są kompleksem utwo­rów piaszczystych (ogniwa piasku drobnego i bardzo drobnego) oraz pylastych (ogniwa pyłu grubego i bardzo grubego). Charakterystyczne jest dla nich słabe lub bardzo słabe wysortowanie (ryc. 29) oraz znaczna zawartość węglanu wapnia (4,6–12,8% CaCO3). Zarówno w ogniwach piaszczystych, jak i w ogniwach pyla­stych, znajdujących się poniżej głębokości 0,9 m, występują drobne okruchy mate­riału północnego (f <10 mm) oraz skał węglanowych (f <18 mm). Pył gruby wystę­ 4.1. CeChy litologiCzne osadów 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy the K-7 profile pujący w stropie profilu litologicznego charakteryzuje się podwyższoną zawartością materii organicznej (do 2,2%). Odzwierciedlone jest to w jego ciemniejszej, brązo­wej barwie w górnej części ognia (poziom próchniczny) w przeciwieństwie do żółtej lub jasnobrązowej barwy pozostałych osadów piaszczystych i pylastych tworzących profil litologiczny wiercenia K-7. W rejonie Koszyc wykonanych zostało 5 wierceń: 3 profile po lewej stronie koryta Szreniawy (K-8, K-9, K-10) i 2 po jego prawej stronie (K-11, K-12). Wiercenie K-8 o głębokości 5,5 m jest zlokalizowane w obrębie niewysokiego ostańca erozyjnego w odległości 175 m od współczesnego koryta Szreniawy (ryc. 15). Profil litologiczny tego wiercenia jest dwudzielny: dolną jego część (poniżej 2,08 m) tworzą osady piaszczysto-żwirowe, a górną – osady pylaste (ryc. 30). Najgłębiej położony jest żwir bardzo gruby (Mz: -1,61; miąższość ogniwa: 0,8 m), zawierający do 39% osadów o frakcji piasku i tylko 3,5% osadów o frakcji pyłu. Powyżej w profilu litologicznym występuje bardzo słabo wysortowany piasek bardzo gruby (Mz: -0,28; 4.1. CeChy litologiCzne osadów 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy miąższość ogniwa: 0,37 m), zawierający do 30% utworów o frakcji żwiru, a następ­nie żwir bardzo drobny (Mz: -1,97; miąższość ogniwa: 0,6 m). Ogniwo żwiru bardzo drobnego przykrywają piaski bardzo grube (Mz: -0,40; miąższość ogniwa: 0,2 m). Wyżej w profilu występują piaski średnie (Mz: 1,35–1,98; miąższość ogniwa: 0,85 m) oraz węglanowe piaski drobne (Mz: 3,02; miąższość ogniwa: 0,6 m). Osady piasz­czysto-żwirowe tworzące wszystkie wymienione powyżej ogniwa są słabo lub bardzo słabo wysortowane (.1: 1,0–2,62) i zawierają otoczaki lub okruchy skał węglano­wych (f <35 mm) oraz skał skandynawskich (f <40 mm). Najlepszym wysortowa­niem charakteryzuje się piasek średni (ryc. 31). Pyły tworzące górną część profilu litologicznego (powyżej głębokości 2,08 m) różnicuje barwa i zawartość materii organicznej. Pyły występujące na głębokości 1,90–2,08 m są węglanowe, charaktery­zują się ciemną barwą i zawierają do 8,3% materii organicznej. Pyły tworzące stro­pową część profilu (0–1,9 m) charakteryzuje brązowa barwa i zdecydowanie mniej­sza zawartość materii organicznej (do 2%) i węglanów (do 1,6% CaCO3). 4.1. CeChy litologiCzne osadów Wiercenie K-9 o głębokości 5,5 m jest zlokalizowane na wysokości 179,4 m n.p.m. w odległości 20 m od koryta Szreniawy (ryc. 15). W jego profilu litologicznym poniżej głębokości 2,6 m występują osady piaszczyste o zróżnicowanym uziarnie­niu. Są to bardzo słabo wysortowane piaski bardzo grube (Mz: -0,79), piaski grube (Mz: 0,01–0,31) i piaski bardzo drobne (Mz: 3,23) (ryc. 32). Ogniwa piasków grubych i bardzo grubych charakteryzują ujemne wartości skośności, wskazujące na przewagę w danym ogniwie osadów o frakcji grubszej niż frakcja o maksymalnej częstości. Ogniwa piasków zawierają okruchy skał węglanowych (f <36 mm) oraz drobne oto­czaki skał skandynawskich (f <12 mm). Powyżej osadów piaszczystych (powyżej głębokości 2,6 m) w profilu litologicznym wiercenia K-9 występują zróżnicowane osady pylaste, które na głębokości 1,2 m przewarstwione są trzema niewielkiej miąż­szości (5–25 cm) ogniwami piaszczystymi: piasku drobnego (Mz: 2,15–2,96) oraz piasku grubego (Mz: 0,95). Piasek drobny charakteryzuje się najgorszym wysorto­waniem (.1: 3,28–3,35) spośród wszystkich osadów tworzących profil litologiczny tego wiercenia, z kolei piasek gruby jest średnio wysortowany (.1: 0,90) (ryc. 33). Osady pylaste charakteryzują się lepszym wysortowaniem w stosunku do przewar­stwień piaszczystych, oraz zróżnicowaną barwą. Pył gruby występujący na głębokości 2,22–2,60 m odznacza się niebiesko-szarą barwą i zawiera do 8,9% CaCO3. Występu­jący powyżej pył średni (na głębokości 1,65–2,22 m) ma zaś ciemną brązowo-czarną barwę i zawiera do 8,7% materii organicznej. Pyły budujące stropową część profilu litologicznego wiercenia K-9 (0–1,65 m) poza poziomem próchnicznym zawierają zdecydowanie mniej materii organicznej i charakteryzują się jasną, beżową barwą. Profil K-10 o głębokości 6 m jest zlokalizowany na wysokości 178,7 m n.p.m., w odległości 168 m od koryta Szreniawy (ryc. 15). W profilu litologicznym tego wiercenia, poniżej głębokości 1,85 m, występują wyłącznie osady piaszczysto-żwi­rowe o łącznej miąższości 4,15 m (ryc. 34). Osady te charakteryzuje zróżnicowane uziarnienie (od piasku bardzo drobnego do żwiru drobnego) oraz różny stopień wysortowania (ryc. 35). Wszystkie ogniwa osadów piaszczystych i żwirowych zawierają materiał skandynawski (f <28 mm) oraz otoczaki lub okruchy skał węgla­nowych (f 12–40 mm). Piasek bardzo drobny jest węglanowy – zawiera do 7,8% CaCO3. Powyżej osadów piaszczysto-żwirowych w profilu litologicznym wiercenia K-10 występuje pył średni (Mz: 5,13–6,81), który charakteryzuje słabe wysortowanie (.1: 1,58–1,94) oraz miąższość 1,85 m. Do głębokości 1 m odznacza się on także brą­zową, jasną barwą, natomiast poniżej jest czarny lub ciemnobrązowy i zawiera do 13,5% materii organicznej. Osady pylaste w profilu K-10 charakteryzuje także zróż­nicowana zawartość węglanów (0–12% CaCO3) i odwrócona sekwencja uziarnienia (w stropie profilu). Profile K-11 (głębokość 5,5 m) oraz K-12 (głębokość 5,5 m) zlokalizowane są na wysokości 182,5 m n.p.m. w rejonie mostu drogowego w Koszycach, w odległości odpowiednio 182 m i 61 m od koryta Szreniawy (ryc. 15). 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów the K-9 profile Profil litologiczny wiercenia K-11 rozpoczynają utwory piaszczyste o zróżni­cowanym uziarnieniu (ryc. 36). Są to osady słabo lub bardzo słabo wysortowane (.1: 1,49–3,71); tylko piasek średni (Mz: 1,36), występujący na głębokości 3,5–4,0 m, jest średnio wysortowany (.1: 0,76) (ryc. 37). Ogniwa piasku bardzo grubego (Mz: -0,73 – -0,08) zawierają 28–47% osadów o frakcji żwiru i charakteryzują się najgor­szym wysortowaniem spośród wszystkich osadów w tym profilu. Ujemne wartości skośności potwierdzają przeważający udział w tych ogniwach utworów o frakcji grub­szej niż frakcja o maksymalnej częstości. We wszystkich ogniwach piaszczystych wystę­pują otoczaki lub okruchy skał węglanowych (f 13–32 mm). Materiał skandynawski (f <8 mm) natomiast występuje tylko sporadycznie w ogniwie piasku średniego (na głębokości 2,92–3,62 m). W omawianym profilu litologicznym powyżej piasków występują utwory pylaste (pył średni oraz pył gruby) o łącznej miąższości 2,38 m. Charakteryzuje je zróżnicowana barwa oraz zawartość węglanów (2–9% CaCO3). Pył średni występujący na głębokości 1,74–2,38 m charakteryzuje czarna barwa i zawiera 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów in the K-10 profile on do 4% materii organicznej. Z kolei osady pylaste występujące w stropie profilu (z wyjątkiem poziomu próchnicznego) charakteryzuje barwa żółta lub jasnobrązowa. Profil K-12 charakteryzuje się podobnym zróżnicowaniem osadów jak profil K-11. Dolną jego część (poniżej głębokości 2,92 m) tworzą osady piaszczyste: piasek średni (Mz: 1,41–1,49) oraz piasek bardzo gruby (Mz: -1,04) o łącznej miąższości 2,58 m (ryc. 38). Są to osady słabo wysortowane (.1: 1,32–1,96). Utwory piaszczyste zawie­rają pojedyncze otoczaki skał węglanowych i piaskowców, a także drobne okruchy materiału północnego. Powyżej osadów piaszczystych w profilu litologicznym K-12 występują pyły o łącznej miąższości 2,92 m. Charakteryzują się one zróżnicowanym stopniem wysortowania nawet w obrębie jednego wyróżnianego ogniwa (ryc. 39). Najgorzej wysortowany jest pył bardzo gruby występujący bezpośrednio powyżej utworów piaszczystych – zawiera on do 47% osadów o frakcji piasku oraz poje­dyncze, drobne otoczaki skał węglanowych i północnych. Osady pylaste zazwyczaj 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów in the K-11 profile są węglanowe i zawierają do 18% CaCO3. Pyły średnie występujące na głębokości 0,75–1,18 m charakteryzuje czarna barwa i znaczna zawartość materii organicznej (do 8%). Pozostałe ogniwa osadów pylastych, podobnie jak w sąsiednim wierceniu, charakteryzuje barwa żółta lub jasnobrązowa. Profil K-13, o głębokości 5,4 m jest położony po lewej stronie koryta Szreniawy na niewielkim spłaszczeniu podstokowym o wysokości 180,5 m n.p.m. (ryc. 15). Dolną część profilu (poniżej głębokości 2,68 m) tworzą ogniwa różnie wykształconych pia­sków, które przewarstwione są utworami pylastymi (pył bardzo gruby, pył gruby). Osady piaszczyste wykształcone są jako: piaski bardzo grube (Mz: -0,40; miąższość ogniwa: 0,2 m), piaski grube (Mz: 0,83; miąższość ogniwa: 0,5 m), piaski średnie (Mz: 1,44; miąższość ogniwa: 1,05 m) oraz piaski bardzo drobne (Mz: 3,10–3,30; miąższość ogniw: 0,12–0,20 m). Przewarstwienia pylaste charakteryzuje miąższość 12–33 cm (ryc. 40). Osady piaszczyste są słabo lub bardzo słabo wysortowane (.1: 1,38–2,7). Brak wysortowania charakteryzuje piasek bardzo drobny (.1: 4,21) wystę­pujący na głębokości 5,0–5,2 m; zawiera on do 19% osadów o frakcji żwiru oraz 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów in the K-12 profile ok. 60% osadów o frakcji pyłu (ryc. 41). Brak lub niski stopień wysortowania piasku potwierdzają ujemne wartości skośności (Sk: -0,44 – -0,04). Wyjątek stanowią dwa ogniwa: piasek bardzo gruby (na głębokości 5,2–5,4 m) i piasek bardzo drobny (na głębokości 2,68–2,8 m). Piaski tworzące opisywane ogniwa charakteryzuje ciemna barwa; jedynie najgłębiej występujący piasek bardzo gruby jest żółty. Osady piasz­czyste zawierają otoczaki skał węglanowych, piaskowców (f 15–50 mm) i drobne okruchy skał północnych (f <10 mm). Występujące pomiędzy ogniwami piasku przewarstwienia pylaste charakteryzuje ciemnoszara barwa oraz podwyższona zawartość węglanów (do 4% CaCO3) i materii organicznej (do 2,8%). Powyżej kom­pleksu osadów piaszczystych (powyżej głębokości 2,68 m) w analizowanym profilu litologicznym występują pyły o żółto-brązowej barwie. W stropie profilu jest to pył gruby (Mz: 5,32–5,87; miąższość ogniwa: 1,2 m) a poniżej pył średni (Mz: 6,33–6,62; miąższość ogniwa: 1,48 m). Utwory pylaste są słabo wysortowane (.1: 1,73–1,98) – zawierają 2–24% osadów o frakcji piasku. Charakteryzuje je też niewielka zawartość materii organicznej (do 1,4%) i węglanów (do 3% CaCO3). 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów in the K-13 profile Profil K-14 o głębokości 5,2 m jest położony poza wałem przeciwpowodziowym w niewielkim zagłębieniu dekantacyjnym (basen powodziowy) (ryc. 15). Osady tworzące profil litologiczny tego wiercenia charakteryzują się bardzo dużym zróż­nicowaniem uziarnienia, największym spośród wszystkich profili wierceń wykona­nych w dnie doliny Szreniawy. Zróżnicowanie to jest szczególnie duże wśród osadów położonych poniżej głębokości 1,45 m (ryc. 42). Również wartości współczynników sedymentologicznych wskazują na duże zróżnicowanie dynamiki ich środowi­ska depozycyjnego. Dolną część profilu tworzą osady żwirowe (żwir drobny, żwir bardzo drobny) o łącznej miąższości 2,98 m, przewarstwione są one kilkoma ogni­wami osadów drobniejszych (piasek bardzo gruby, piasek gruby, pył bardzo gruby). Osady żwirowe są bardzo słabo wysortowane (.1: 2,11–2,76) – zawierają 6–39% utworów o frakcji żwiru grubego (f >16 mm), a jednocześnie 24–49% piasku. Ogniwa żwirowe i piaszczyste zawierają drobne otoczaki i okruchy skał północ­nych (f <23 mm) oraz skał węglanowych (f 18–47 mm). Materiał ten nie występuje 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów w przewarstwieniach pylastych. Osady piaszczysto-żwirowe oraz przewarstwiające je piaski i pyły charakteryzują się ciemnoszarą barwą. Zawierają one także drobne makroszczątki i do 2% materii organicznej. Górną część omawianego profilu litolo­gicznego (powyżej głębokości 1,45 m) tworzą osady pylaste (pył gruby i pył średni). Charakteryzuje je jasnobrązowa brawa i słabe wysortowanie (ryc. 43), nieznacznie lepsze niż wysortowanie przewarstwień pylastych w dolnej części profilu. in the K-14 profile Wiercenie K-15 o głębokości 5,5 m jest położone na wysokości 179,5 m n.p.m. poza wałem przeciwpowodziowym (ryc. 15). Jego profil litologiczny można podzie­lić na trzy części. Poniżej głębokości 4,7 m występuje żwir bardzo drobny (Mz: -1,61; miąższość ogniwa: 0,8 m), wyżej wystepują zróżnicowane osady piaszczyste o łącz­nej miąższości 2,96 m, natomiast górną część profilu tworzą osady pylaste o łącznej miąższości 1,74 m (ryc. 44). Osady żwirowe są bardzo słabo wysortowane (.1: 2,83). Charakteryzują się żółtą lub szarą barwą. Zawierają także pojedyncze okruchy lub 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów otoczaki skał węglanowych i północnych oraz piaskowców. Piaski występujące powyżej żwiru bardzo drobnego charakteryzują się żółtą barwą i wykształcone są jako piasek średni (Mz: 1,2–1,51; miąższość ogniw: 2,2 m oraz 0,48 m) i pia­sek gruby (Mz: 0,87, miąższość ogniwa: 0,24 m). Piaski średnie zawierają drobne przewarstwienia pylaste (pył średni) o szarej barwie (miąższość warstw: 1–2 cm). Osady piaszczyste charakteryzują się średnim wysortowaniem – jest ono najwyższe w całym profilu litologicznym (ryc. 45). Powyżej osadów piaszczystych występują jasnobrązowe pyły (pył bardzo gruby, pył gruby, pył średni). Charakteryzują się one słabym i bardzo słabym wysortowaniem. Osady w całym profilu litologicznym wiercenia K-15 są bezwęglanowe i tylko w stropowej części (poziom próchniczny) zawierają do 1,9% materii organicznej. Profil K-16 o głębokości 5,5 m jest położony w strefie międzywala w odległości 35 m od koryta Szreniawy (ryc. 15). Budujące go osady charakteryzuje duże zróż­nicowanie uziarnienia. Poniżej głębokości 2,23 m występują wyłącznie osady żwi­rowe i piaszczyste o łącznej miąższości 3,27 m (ryc. 46). Wykształcone są one jako: żwir bardzo drobny (Mz: -0,50 – -1,73), piasek bardzo gruby (Mz: -0,02 – -0,25), 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów piasek gruby (Mz: 0,8–0,95), piasek średni (Mz: 1,14–1,44) i piasek bardzo drobny (Mz: 3,71–4,05). Osady piaszczysto-żwirowe charakteryzuje zróżnicowany stopień wysortowania (ryc. 47). Najlepiej wysortowany jest piasek średni (.1: 0,62–0,94), najsłabiej – żwir bardzo drobny (.1: 2,78). Osady piaszczysto-żwirowe charaktery­zuje ciemna szara barwa i podobnie jak w wyżej omówionych profilach zawierają one otoczaki skał węglanowych, piaskowców oraz materiał północny. Powyżej ogniw piaszczystych i żwirowych w profilu litologicznym wiercenia K-16 występują pyły o miąższości 2,23 m. Wykształcone są one jako pył gruby i pył średni o jasnobrązowej barwie. Charakteryzują się słabym i bardzo słabym wysortowaniem; gorszym stop­niem wysortowania charakteryzuje się pył gruby zawierający do 34% osadów o frak­cji piasku. Wszystkie osady tworzące profil K-16 są bezwęglanowe i jedynie w stropie (poziom próchniczny) zawierają podwyższoną ilość materii organicznej (do 1,6%). Profil K-17 o głębokości 6 m jest położony najbliżej ujścia Szreniawy do Wisły (ryc. 15, 48). W spągu wiercenia poniżej głębokości 5,5 m występują pył drobny (Mz: 7,15) i pył średni (Mz: 6,87) o łącznej miąższości 0,5 m. Osady te są słabo 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.1. CeChy litologiCzne osadów wysortowane, zawierają do 4% piasku, a pył gruby także do 1,6% drobnego żwiru. Występujące powyżej w profilu litologicznym utwory piaszczyste to piasek bardzo gruby (Mz: -0,13) o miąższości 0,43 m oraz piasek średni (Mz: 1,03–1,55) o miąż­szości 3,57 m. Piasek bardzo gruby charakteryzuje brak wysortowania (.1: 4,13), natomiast piasek średni o żółtej barwie jest średnio wysortowany (.1: 0,63–0,84). Skrajnie różny stopień wysortowania osadów w tych dwóch ogniwach wyróżnia je w całym profilu litologicznym K-17 (ryc. 49). Powyżej w profilu występują pyły o miąższości 1,5 m, wykształcone są one jako pył bardzo gruby (Mz: 4,34) oraz pył średni (Mz: 6,38–6,94) i pył drobny (Mz: 7,01). Utwory pylaste, podobnie jak niżej leżące piaski, są bezwęglanowe i charakteryzują się żółtą barwą. W stropie anali­zowanego profilu (współczesny poziom glebowy) zawierają do 2,7% materii orga­nicznej. Pył średni występujący w najwyższej części profilu K-17 zawiera także do 6% osadów o frakcji piasku, a nawet pojedyncze ziarna drobnego żwiru. Jest także gorzej wysortowany niż niżej leżące ogniwa pyłu średniego. Charakteryzuje go rów­nież odwrócona sekwencja uziarnienia. 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy 4.2. zróżniCowanie litofaCjalne osadów w przekrojaCh poprzeCznyCh i profilu podłużnym dna doliny szreniawy Dolina Szreniawy jest względnie dużą doliną rzeczną o zróżnicowanej rzeźbie, szero­kości i spadku dna. Cechy te mają istotny wpływ na wykształcenie osadów budujących dno oraz ich zróżnicowanie w profilu poprzecznym i podłużnym tej doliny. Szcze­gółowa analiza osadów w poszczególnych profilach wierceń pozwoliła mi wyróżnić cztery litofacje budujące dno doliny w analizowanym odcinku. Są to: piaski róż­noziarniste i żwiry, drobnoziarniste osady węglanowe, osady mineralno-organiczne oraz pyły masywne. Najpełniej zróżnicowanie litofacjalne osadów dna doliny Szre­niawy przedstawia seria wierceń wykonanych w rejonie Książnic Wielkich (ryc. 15). W tym odcinku dno doliny budują osady gruboziarniste (litofacja: piaski różnoziar­niste i żwiry) oraz zróżnicowane osady pylaste, często przewarstwione drobnymi ogniwami piasków (litofacje: drobnoziarniste osady węglanowe, osady mineralno­-organiczne, pyły masywne). Osady gruboziarniste występują na zróżnicowanej głę­bokości poniżej współczesnego dna doliny od 3,40 m (profile: K-2, K-5) do 4,35 m (profil K-3). Zróżnicowanie rozkładu prób osadów tworzących omawianą litofację w polach diagramu zależności C/M (Passega 1957, 1964; Passega, Byramjee 1969) wskazuje, że utwory te były deponowane w środowisku o dużej dynamice jako materiał transportowany głównie poprzez trakcję. Jedynie w profilach K-6 i K-7 są to także osady zawiesiny gradacyjnej lub transportowane poprzez saltację (ryc. 50). Objaśnienia do ryciny 50: I, II, III, IX – osady transportowane w środowisku o dużej dynamice (trakcja) bez udziału warunków do depozycji materiału z zawiesiny, IV – osady zdeponowane z zawiesiny gradacyjnej transportowanej w warunkach dużej turbulencji oraz saltacji, przy udziale trakcji, V – osady zdeponowane z zawiesiny gradacyjnej transportowanej w warunkach umiarkowanej turbulencji, VI – osady zdepono­wane z zawiesiny gradacyjnej transportowanej w warunkach niskiej turbulencji, VII – osady zawiesiny jednorodnej, VIII – osady powstające w środowisku o najniższej dynamice, deponowane z drobnoziar­nistej zawiesiny jednorodnej. Explanations figure 50: I, II, III, IX – fast-moving sediments (traction) without the right conditions for the deposition of suspended matter, IV – sediments deposited by gradation suspension transported under highly turbulent conditions and saltation, with traction, V – sediments deposited from grada­tion suspension transported under moderately turbulent conditions, VI – sediments deposited from gradation suspension transported under weakly turbulent conditions, VII – sediments generated by homogeneous suspended matter, VIII – sediments produced under relatively non-turbulent conditions by homogenous fine-grained suspended matter. 4.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów... Utwory piaszczysto-żwirowe zazwyczaj wykształcone są jako drobne i bardzo drobne żwiry lub piaski o zróżnicowanym uziarnieniu. Osady te charakteryzują się zwykle bardzo słabym (.1: 2,17–2,97) lub słabym (.1: 1,37–1,97) stopniem wysorto­wania. Dużą, lecz zróżnicowaną dynamikę środowiska depozycji utworów piaszczy­ Figure 50. Distribution of sand and gravel sediment samples in the K-1–K-7 profiles on the C/M dependence diagram 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy sto-żwirowych potwierdzają niskie wartości kurtozy (KG). W niektórych ogniwach omawianej litofacji występują także osady o ujemnej wartości skośności (profile: K-1, K-5). Może to pośrednio wskazywać na ich rozmywanie i redepozycję w dnie doliny. Utwory piaszczysto-żwirowe zawierają otoczaki lub okruchy materiału pół­ nocnego (f <20 mm) i skał węglanowych (f 18–50 mm). W dnie doliny Szreniawy zazwyczaj powyżej litofacji piasków różnoziarnistych i żwirów występują drob­ noziarniste osady węglanowe o miąższości 0,8–1,3 m. W większości są to utwory lessopochodne o jasnej, biało-szarej barwie i masywnej strukturze (fot. 5). Osady te zawierają do 20,16% CaCO3, a zawartość w nich materii organicznej nie przekra­ cza 0,6%. Są to utwory prawdopodobnie związane z depozycją pozakorytową. Takie warunki akumulacji tych osadów potwierdza procentowy udział prób w poszczegól­nych polach diagramu zależności C/M (ryc. 51). Litofację tę w analizowanym przekroju dna doliny tworzą utwory zawiesiny jednorodnej przy dużym, lecz zróżnicowanym w poszczegól­nych profilach, udziale osadów o więk­szej frakcji, które transportowane były w środowisku bardziej dynamicznym. Największe zróżnicowanie uziarnienia, w tym także udział osadów o grubszej frakcji, charakteryzuje omawianą lito­fację w profilu K-6 zlokalizowanym u podstawy stożka napływowego doliny bocznej. W dnie doliny Szreniawy powyżej litofacji drobnoziarnistych osadów węglanowych występują utwory mine­ralno-organiczne o czarnej lub ciemno-brązowej barwie. Zawierają one drobne przewarstwienia dobrze rozłożonych torfów (fot. 6), a w niektórych profilach także węglanowych osadów pylastych lub piasków. Omawianą litofację tworzą osady o niewidocznej makroskopowo strukturze, składające się z lessopo­chodnych utworów powodziowych lub stokowych (na wtórnym złożu), amor­ficznej substancji organicznej oraz pelitycznego węglanu wapnia (do 19% 4.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów... Figure 51. Distribution of fine-grained carbonate sediment samples in the; K-1, K-2, K-3, K-5 and K-6 profiles on the C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy CaCO3). Proporcje między tymi składnikami są zróżnicowane, jednak udział mate­riału klastycznego zazwyczaj przekracza 50%. Osady mineralno-organiczne w ana­lizowanym przekroju dna doliny Szreniawy charakteryzuje miąższość od 1 m (profil K-5) do 2,4 m (profil K-3). Są to osady transportowane głównie w zawiesinie (ryc. 52). Powyżej litofacji osadów mineralno-organicznych w dnie doliny Szreniawy występują pyły masywne. Tworzą one pokrywę na całej szerokości współczesnego dna doliny. Ich miąższość jest największa w pobliżu koryta (profile: K-4, K-5), a naj­mniejsza w brzeżnej części dna doliny. Pyły masywne charakteryzuje zazwyczaj brą­zowa barwa (fot. 7); jedynie w spągu wykazują one cechy oglejenia. Litofację pyłów masywnych tworzą głównie zawiesinowe osady pozakorytowe (ryc. 53). Ten ostatni typ osadów tworzy w całości omawianą litofację w profilu K-2 (profil zlokalizowany Fotografia 6. Osady mineralno-organiczne w pro- filu K-5 (fot. A. Michno) Photo 6. Mineral and organic deposits in the K-5 profile (photo by A. Michno) 4.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów... Figure 52. Distribution of mineral and organic sediment samples in the K-2–K-6 profiles on the C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy Figure 53. Distribution of massive silt samples in the K-2–K-6 profiles on the C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 4.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów... w brzeżnej części dna doliny) oraz spągową jej część w profilach K-5 i K-6. Pyły masywne charakteryzuje odwrócona sekwencja uziarnienia – w spągu zawierają od 0,61% (profil K-2) do 9% (profil K-4) piasku, a w stropie 4,81–28%. Litofację pyłów masywnych charakteryzuje jednocześnie coraz drobniejsza frakcja osadów wraz ze wzrostem odległości od koryta. Związane jest zapewne ze zmniejszaniem się energii przepływów wezbraniowych w dystalnej części dna doliny. Odmiennie wykształcone są osady w profilach K-1 i K-7. Profil K-1 zlokalizowany jest na spłaszczeniu podstokowym. Miąższość osadów pylastych nadbudowujących utwory gruboziarniste występujące w spągu wiercenia (litofacja: piaski różnoziarni­ste i żwiry) wynosi 5,4 m. Z kolei wyżej leżące pyły o znacznej zawartości węglanów tworzą litofację drobnoziarnistych osadów węglanowych. Natomiast wyżej leżące w tym profilu osady to prawdopodobnie utwory lessopochodne związane z denu­dacją mechaniczną pokrywy lessowej, które nadbudowane są w stropie deluwiami o miąższości ok. 2 m. Cechy tych deluwiów takie jak: barwa, zawartość materii orga­nicznej oraz bezwęglanowość mają związek ze spłukiwaniem, które zachodziło na stokach lessowych, już wcześniej objętych procesami glebowymi. Deluwia w pro­filu K-1 charakteryzuje więc pierwotne odwapnienie osadu i podwyższona zawar­tość próchnicy. Prawdopodobnie równocześnie z ich akumulacją u podnóża stoku zachodziły procesy glebowe, które zatarły struktury depozycyjne charakterystyczne dla spłukiwania. W profilu K-7 osady gruboziarniste występują na głębokości 6,95 m. Nadbudowane są utworami piaszczystymi i pylastymi, które prawie w całym profilu litologicznym zawierają drobne okruchy skał węglanowych i materiału północnego. Profil ten zlo­kalizowany jest na powierzchni stożka napływowego doliny bocznej (Łapszowianki), którego krawędź wznosi się współcześnie 2–3,5 m nad dno doliny Szreniawy. Prawidłowości dotyczące wykształcenia osadów budujących dno doliny Szreniawy opisane z rejonu Książnic Wielkich stwierdzono także w przekroju dna tej doliny w okolicach Koszyc (profile: K-8–K-10). W odcinku tym zaobserwować można także wpływ starszej rzeźby fluwialnej dna doliny na zróżnicowanie wykształcenia budujących go osadów. Profil K-8 zlokalizowany jest w obrębie niewielkiego ostańca erozyjnego (wysokość względna ok. 0,8 m), profil K-9 blisko współczesnego koryta Szreniawy, a profil K-10 bliżej stoków za ostańcem erozyjnym (ryc. 15). Osady gru­boziarniste (litofacja: piaski różnoziarniste i żwiry) występują w tych profilach na zróżnicowanej głębokości – 2,3–3,1 m. Najpłycej osady tej litofacji występują w pro­filu K-10, najgłębiej w profilu K-9. W obrębie ostańca erozyjnego (profil K-8) oraz w profilu K-10 osady gruboziarniste są bardzo zróżnicowane pod względem uziar­nienia i stopnia wysortowania (od żwiru bardzo grubego, po piasek bardzo drobny). Tylko w profilu K-8 spośród wszystkich wykonanych w dnie doliny Szreniawy występują osady wykształcone jako żwir bardzo gruby (fot. 8). Dla profilu K-10 cha­rakterystyczne jest natomiast występowanie osadów piaszczysto-żwirowych w licz­ 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy nych różniących się pomiędzy sobą ogniwach litologicznych, o niewielkiej zazwyczaj miąższości. Duże zróżnicowanie tych osadów, a pośrednio zmienną dynamikę ich akumulacji potwierdzają także wartości wskaźników sedymentologicznych. Bardziej jednorodne są osady gruboziarniste w profilu położonym najbliżej koryta (K-9). Są one wykształcone jako piaski różnoziarniste, transportowane głównie poprzez trakcje, z niewielkim udziałem zawiesiny gradacyjnej (ryc. 54). Podobnie wykształ­ Figure 54. Distribution of sand and gravel sediment samples in the K-8–K-12 profiles on the C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 4.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów... cone są osady piaszczysto-żwirowe w profilach K-11 i K-12. W profilach tych osady tej litofacji występują na głęboko­ści 2,92–3,12 m. W omawianym odcinku doliny Szre­niawy koło Koszyc litofacja piasków róż­noziarnistych i żwirów nadbudowana jest utworami pylastymi wykształconymi podobnie jak w rejonie Książnic Wiel­kich. Charakteryzuje je jednak bardziej zróżnicowana miąższość. Litofacja drob­noziarnistych osadów węglanowych nie występuje w profilu K-11. W pozosta­łych profilach są to osady o miąższo­ści 0,10–0,88 m. Są to utwory głównie zawiesinowe, bardziej zróżnicowane pod względem uziarnienia i warunków transportu w profilu K-12 (ryc. 55). Lito­fację osadów mineralno-organicznych charakteryzuje miąższość 0,10–0,57 m. W profilu K-11 występuje ona bezpośred­nio powyżej litofacji piasków różnoziar­nistych i żwirów; charakteryzuje ją także znaczna zawartość węglanów (do 12% CaCO3). Największym zróżnicowa­niem osady te charakteryzują się w profilach K-10 i K-12, natomiast w profilu K-9 są to wyłącznie osady zawiesinowe (ryc. 56). W profilu K-10 te dwie litofacje osa­dów drobnoziarnistych występują naprzemiennie powyżej litofacji piasków różno­ziarnistych i żwirów. Powierzchnię dna doliny w omawianym odcinku tworzą pyły masywne (głównie osady zawiesinowe), charakteryzujące się bardzo zróżnicowaną miąższością – od 0,75 m (profil K-12) do 1,90 m (profil K-8). Niewielką miąższość (1 m) litofacja ta osiąga także w profilu K-10, który jest znacznie oddalony od sto­ków, a jednocześnie zapewne rzadziej bywa współcześnie nadbudowywany osadami powodziowymi Szreniawy. W profilu tym omawianą litofację stanowią wyłącznie bardzo drobne osady zawiesinowe (ryc. 57). W profilu K-9 pyły masywne spo­czywają na warstwie piasków o miąższości 45 cm, które przykrywają osady mine­ralno-organiczne. Piaski te jako osady gruboziarniste transportowane były głównie poprzez trakcję. Odmiennie natomiast w stosunku do omówionych wierceń wykształcone są osady w profilach położonych na wschód od Koszyc (profile: K-13–K-17). W pro- 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy Figure 55. Distribution of fine-grained carbonate sediment samples in the: K-8, K-9, K-10 and K-12 profiles on the C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 4.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów... Figure 56. Distribution of mineral and organic sediment samples in the K-8–K-12 profiles on the C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy Figure 57. Distribution of massive silt samples in the K-8–K-12 profiles on the C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 4.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów... filach wszystkich wierceń wykonanych w tym odcinku doliny Szreniawy występują osady piaszczysto-żwirowe (litofacja: piaski różnoziarniste i żwiry), brak w nich natomiast litofacji drobnoziarnistych osadów węglanowych i litofacji osadów mine­ralno-organicznych. Osady piaszczysto-żwirowe występują na bardzo różnej głę­bokości – 1,45–4,5 m. Są także znacznie zróżnicowane pod względem uziarnienia i warunków transportu (ryc. 58). Szczególnie dużym zróżnicowaniem osady te cha- Figure 58. Distribution of sand and gravel sediment samples in the K-13–K-17 profiles on the C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy rakteryzują się w profilu K-14 (liczne ogniwa piaszczysto-żwirowe), zlokalizowanym we współczesnym basenie dekantacyjnym. W profilu tym utwory gruboziarniste występują najpłycej (na głębokości 1,45 m) spośród wszystkich analizowanych pro­fili, które wykonano w dnie doliny Szreniawy. Osady te przewarstwione są utworami piaszczystymi i pylastymi, a także zawierają liczne makroszczątki. Również pyły masywne występujące w stropie profilu K-14 zawierają przewarstwienia (1–2 cm miąższości) drobnego piasku, a w niektórych ogniwach do 21% utworów ilastych. Tak duże zróżnicowanie osadów w profilu K-14 potwierdzają także wartości współ­czynników sedymentologicznych wskazujące na znaczne zróżnicowanie dynamiki ich depozycji. W obrębie osadów litofacji piasków różnoziarnistych i żwirów w tym odcinku dna doliny Szreniawy oprócz otoczaków i okruchów skał węglanowych i północnych występują także otoczaki piaskowców (profile: K-13, K-15, K-16). Pyły masywne tworzące współczesne dno doliny Szreniawy w odcinku na wschód od Koszyc są najbardziej zróżnicowane pod względem uziarnienia i dynamiki trans­portu spośród wszystkich profili analizowanych w dnie doliny. Wśród tworzących je osadów znaczny udział (do 25%) mają utwory transportowane w środowisku o większej dynamice przepływu – profile: K-16, K-14 (ryc. 59). Litofacja ta osiąga miąższość od 1,45 m (profil K-14) do 2,68 m (profil K-13). W wierceniach położonych na zewnątrz od wału przeciwpowodziowego (profile: K-15, K-17) jest to 1,5–1,7 m. Większą miąższością osady te charakteryzują się także w profilu K-16 (2,23 m). Pyły masywne w tym odcinku dna doliny Szreniawy, z wyjątkiem profilu K-17, nie wykazują tendencji odwróconego uziarnienia. Osady te są bezwęglanowe i tylko we współczesnym poziomie glebowym wykazują podwyższoną zawartość materii orga­nicznej. Takie zróżnicowanie osadów w tym odcinku dna doliny Szreniawy może być związane z jego kształtowaniem pod dużym wpływem procesów fluwialnych zachodzących w dolinie Wisły (cofka w okresie wezbrań). Analizując zróżnicowanie wyróżnionych litofacji w profilu podłużnym doliny Szreniawy, zauważyć można również pewne ogólne prawidłowości. Osady piasz­czysto-żwirowe (litofacja: piaski różnoziarniste i żwiry) akumulowane były głównie w środowisku o dużej, lecz zmiennej dynamice. Utwory te są podobnie wykształ­cone we wszystkich analizowanych profilach (ryc. 60). Nieznacznie większe zróż­nicowanie wykazują jedynie w odcinku doliny położonym na wschód od Koszyc. W zlokalizowanych tu profilach wierceń wśród osadów piaszczysto-żwirowych występują także otoczaki i okruchy piaskowców. Litofacja piasków różnoziarnistych i żwirów w dolinie Szreniawy występuje na bardzo zróżnicowanej głębokości – 1,45–6,95 m. W odcinku doliny na wschód od Koszyc z wyjątkiem profilu K-16, który zlokalizowany jest w strefie międzywala, osady piaszczysto-żwirowe charak­teryzuje zazwyczaj żółta barwa, co może wskazywać na lepszy drenaż w dnie doliny (ograniczenie warunków redukcyjnych). Związane jest to zapewne z głęboko wcię­tym korytem Szreniawy w tym odcinku i większym spadkiem dna doliny (ok. 2‰), 4.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów... Figure 59. Distribution of massive silt samples in the K-13–K-17 profiles on the C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy niawa Valley co uniemożliwiało również zabagnienie dna doliny i akumulację litofacji osadów mineralno-organicznych. Litofacja drobnoziarnistych osadów węglanowych najlepiej rozpoznana jest w odcinku doliny o znacznej szerokości dna (przekrój Książnice Wielkie), które nadbudowane jest osadami stokowymi lub osadami stożków napływowych dolin bocznych. Charakteryzuje je w tym odcinku także największe zróżnicowanie uziar­nienia (ryc. 61) oraz miąższość 0,95–1,7 m. Największe zróżnicowanie uziarnienia, w tym także udział osadów o grubszej frakcji, charakteryzuje omawianą litofację w profilu K-6, zlokalizowanym u podstawy stożka napływowego doliny bocznej. W rejonie Koszyc litofacja ta charakteryzuje się dużo mniejszą miąższością i tworzą ją osady o drobniejszej frakcji. Litofację osadów mineralno-organicznych w dolinie Szreniawy (na zachód od Koszyc) tworzą zróżnicowane osady. Na ich wykształce­nie w poszczególnych profilach litologicznych istotny wpływ miała lokalna rzeźba dna doliny. W profilach K-9 i K-10 bardzo duży udział w tej litofacji (66–100%) mają utwory, które były deponowane jako drobna zawiesina. Z kolei w profilach K-8 i K-12 są to utwory deponowane w środowisku o bardziej zróżnicowanej dynamice (ryc. 62). 4.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów... Figure 62. Differentiation of mineral and organic sediments along the longitudinal profile of the Szreniawa Valley 4. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny szreniawy Tworzące współczesne dno doliny Szreniawy brązowe pyły masywne są naj­bardziej jednorodne w szerokim odcinku dna doliny w rejonie Książnic Wielkich (profile: K-2–K-6), a najbardziej zróżnicowane w odcinku doliny położonym na wschód od Koszyc (profile: K-13–K-17) (ryc. 63). W szerokim dnie doliny osady te powszechnie charakteryzuje także odwrócona sekwencja uziarnienia i wyraźnie są też zróżnicowane w przekroju poprzecznym dna doliny. Wskazuje to na istotne znaczenie szerokości dna doliny dla warunków ich depozycji, a także podkreśla, że są to głównie osady dostarczane bezpośrednio z koryta w okresie większych wezbrań. 5. Charakterystyka osadówbudująCyCh dno dolinyrudnika W badanym odcinku doliny Rudnika wykonano 7 wierceń o głębokości 6–8,5 m (ryc. 64). W poszczególnych profilach wierceń przeanalizowałam te same cechy, które uwzględniłam w charakterystyce osadów budujących dno doliny Szreniawy. Zwróciłam szczególną uwagę na dostawę osadów do dna doliny Rudnika z dolin bocznych oraz ze stoków. Istotnym zagadnieniem w analizie był także wpływ proce­sów fluwialnych w dolinie Wisły na stopień zróżnicowania rzeźby dna doliny i budu­jących go osadów w odcinku ujściowym Rudnika. 5.1. CeChy litologiCzne osadów Profil R-1 o głębokości 6 m jest wykonany w tym odcinku doliny, w którym Rudnik rozcina plejstoceńską terasę Wisły. Zlokalizowany jest na wysokości 191 m n.p.m., na niższej terasie, okresowo kształtowanej przez wody wezbraniowe Wisły. Osady tworzące profil litologiczny tego wiercenia charakteryzuje znaczne zróżnicowa­nie uziarnienia (ryc. 65). Są to pyły przewarstwione kilkoma ogniwami piasków. To znaczne zróżnicowanie osadów w tym profilu podkreślają także wartości współ­czynników sedymentologicznych, wskazujące na duże zróżnicowanie dynamiki środowiska depozycyjnego. W spągu wiercenia występuje pył bardzo gruby (Mz: 4,75; miąższość ogniwa: 0,4 m) oraz pył gruby (Mz: 5,31; miąższość ogniwa: 0,1 m). Podobnie jak wszystkie osady w analizowanym wierceniu pyły te charakteryzują się bardzo słabym wysortowaniem (.1: 2,69–2,85) (ryc. 66). Osady te są węglanowe (4,5–5,3% CaCO3) i charakteryzują się szarą barwą. Powyżej w profilu występuje 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika rycina 64. Lokalizacja wierceń wykonanych w dnie doliny Rudnika: 1–17 – objaśnienia jak na rycinie 9; 18 – profile wykonanych wierceń Figure 64. Location of drillings in the floor of Rudnik Valley: 1–17 – see Figure 9; 18 – profiles of sampled cores czarny piasek bardzo gruby (Mz: 0,12; miąższość ogniwa: 1,45 m), który zawiera do 33% osadów o frakcji żwiru (f >2mm). Przewarstwiony jest on węglanowym (6,19% CaCO3) pyłem bardzo grubym (Mz: 4,79), który zawiera osady o frakcji piasku (31,7%) oraz żwiru (ok. 3,5%). Występujące wyżej w profilu litologicznym wiercenia R-1 utwory pylaste (ogniwa pyłu bardzo grubego oraz pyłu grubego) o łącznej miąższości 1,33 m również charakteryzuje znaczny udział osadów o frak­cji piasku lub nawet żwiru. Są one węglanowe (3–12% CaCO3) i charakteryzują się bardzo zróżnicowaną barwą – od szarej poprzez brązową aż do czarnej. Pyły występujące na głębokości 2,98–3,60 m zawierają do 12% materii organicznej. Powyżej w profilu litologicznym wiercenia R-1 występują również osady o bardzo zróżnicowanym uziarnieniu; są to ogniwa: organicznego piasku bardzo drobnego 5.1. CeChy litologiCzne osadów 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika R-1 Figure 66. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-1 profile (Mz: 3,79; miąższość ogniwa: 0,4 m), pyłu grubego (Mz: 5,39; miąższość ogniwa: 0,6 m), piasku drobnego (Mz: 2,91; miąższość ogniwa: 0,3 m), pyłu bardzo gru­bego (Mz: 4,57–4,96; miąższość ogniwa: 0,51 m) oraz piasku średniego (Mz: 1,22–1,40; miąższość ogniwa: 0,69 m). Osady tworzące stropową część profilu (0–1,2 m) charakteryzują się brązową barwą i niewielką zawartością węglanów i materii organicznej. Profil R-2 o głębokości 6,5 m jest zlokalizowany w odległości ok. 88 m od koryta Rudnika na spłaszczeniu podstokowym. Profil litologiczny tego wiercenia two­rzą osady pylaste: pył gruby (Mz: 5,16–5,56; miąższość ogniwa: 5 m) i pył bardzo gruby (Mz: 3,23–4,11; miąższość ogniwa: 1,5 m) (ryc. 67). Są one słabo i bardzo słabo wysortowane (ryc. 68). Słabszym wysortowaniem (.1: >2) charakteryzują się pyły tworzące górną część profilu litologicznego (0–3,5 m). Osady te charakteryzują także ujemne wartości skośności (Sk: -0,04 – -0,38). Najsłabiej wysortowany jest pył 5.1. CeChy litologiCzne osadów 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika R-2 Figure 68. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-2 profile bardzo gruby (.1: 3,11–3,38). Zawiera on do 4% osadów o frakcji >2 mm i do 24,6% osadów o frakcji piasku. Charakteryzuje go brązowa barwa i odwrócona sekwen­cja uziarnienia. Osady te zawierają do 3,8% materii organicznej i są bezwęglanowe. Z kolei pył gruby występujący na głębokości poniżej 3,5 m jest węglanowy (do 4,5% CaCO3); charakteryzuje go jasna żółto-rdzawa barwa, a poniżej głębokości 4,5 m szara. Osady występujące poniżej głębokości 4,5 m są najbardziej jednorodne pod względem uziarnienia (Mz: 5,38–5,56) i jako jedyne w całym profilu charakteryzują się dodatnimi wartościami skośności (Sk: 0,25–0,30). Profil R-3 o głębokości 6,5 m jest zlokalizowany w odległości 11 m od koryta Rud­nika (ryc. 69). Profil litologiczny tego wiercenia tworzą osady pylaste: pył gruby i pył bardzo gruby (Mz: 4–5,73). Utwory te są słabo i bardzo słabo wysortowane (.1: 1,38–2,68) (ryc. 70). Najgorszym wysortowaniem charakteryzują się osady tworzące stropową część profilu. Pyły występujące na głębokości poniżej 4,7 m są oglejone, charakteryzują się szarą barwą i znaczną zawartością węglanów (4,37% 5.1. CeChy litologiCzne osadów 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika R-3 Figure 70. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-3 profile CaCO3). Są one też najbardziej jednorodne pod względem uziarnienia i stopnia wysortowania. Pyły występujące na głębokości 2,53–4,7 m to osady o ciemnoszarej lub czarnej barwie; zawierają przewarstwienia mało rozłożonych torfów. Stropową część profilu litologicznego (0–2,53 m) tworzą osady pylaste, które charakteryzuje odwrócona sekwencja uziarnienia i jasnobrązowa barwa. Profil R-4 o głębokości 6 m jest zlokalizowany w lewej części dna doliny w odle­głości 62 m od koryta Rudnika. Profil litologiczny tego wiercenia tworzą osady pylaste (pył średni, pył gruby i bardzo gruby), które charakteryzuje słabe lub bardzo słabe wysortowanie (ryc. 71, 72). W dolnej części profilu litologicznego (>5 m) występują węglanowe pyły, słabo zróżnicowane pod względem uziarnie­nia, o szarej barwie. Powyżej w profilu litologicznym (3,11–5,0 m) występują osady mineralno-organiczne (5–15,8% materii organicznej), o ciemnobrązowej lub ciemnoszarej barwie, które zawierają kilkucentymetrowe przewarstwienia torfów (na głębokości 3,11–3,16 m oraz 4,45–4,5 m). Strop profilu wiercenia R-4 tworzą 5.1. CeChy litologiCzne osadów 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika R-4 Figure 72. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-4 profile pyły o brązowej barwie i miąższości 3,11 m, które w górniej części ogniwa charak­teryzuje odwrócona sekwencja uziarnienia. Profil R-5 o głębokości 8,5 m charakteryzuje znaczne zróżnicowanie osadów. Zlokalizowany jest w odległości 13 m od koryta Rudnika. Na głębokości 6,84 m występują osady piaszczyste o szarej barwie, wykształcone jako piasek średni lub piasek drobny, które na głębokości 7,22 m przewarstwione są ogniwem pyłu grubego (ryc. 73). Powyżej w profilu wiercenia R-5 występują osady pylaste (pył, średni, pył gruby, pył bardzo gruby), słabo i bardzo słabo wysortowane (ryc. 74). Bezpośrednio powyżej ogniw piaszczystych jest to węglanowy pył gruby (do 8% CaCO3) i bardzo gruby o szarej barwie. Wyżej, na głębokości 1,5–2,5 m, wystę­pują ciemnobrązowe i czarne osady mineralno-organiczne, zawierające kilkucen­tymetrowe przewarstwienia torfów. Górną część profilu litologicznego (0–1,5 m) tworzą pyły o brązowej barwie i odwróconej sekwencji uziarnienia. Osady pylaste charakteryzuje znaczne zróżnicowanie uziarnienia; podkreśla to także ich bar­ 5.1. CeChy litologiCzne osadów 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika R-5 Figure 74. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-5 profile dzo słabe wysortowanie. Najgorszym wysortowaniem charakteryzują się utwory budujące stropową część profilu litologicznego. Profil R-6 o głębokości 7,45 m jest zlokalizowany w brzeżnej części dna doliny w odległości ok. 58 m od koryta Rudnika. Jego profil litologiczny tworzą głównie osady pylaste (pył średni, pył gruby i pył bardzo gruby) o słabym i bardzo słabym wysortowaniu (.1: 1,48–3,50) (ryc. 75, 76). W dolnej części profilu, poniżej głębo­kości 7,4 m, występuje słabo wysortowany piasek średni (Mz: 1,4; .1: 1,34). Powy­żej profil litologiczny tworzą węglanowe pyły średnie (do 4,7% CaCO3) o szarej barwie i miąższości 3,58 m. Nad nimi występują osady mineralno-organiczne zawierające w stropie ogniwo torfów (1,98–2,50 m). Osady te są węglanowe (do 2,1% CaCO3) i charakteryzują się czarną barwą. Górną część profilu litologicznego tworzą brązowe pyły o miąższości 1,98 m, które w stropie charakteryzuje odwró­cona sekwencja uziarnienia oraz ujemne wartości skośności (Sk: -0,38 – -0,40). Spośród wszystkich osadów w profilu R-6 odznaczają się one najgorszym wysorto­ 5.1. CeChy litologiCzne osadów 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika R-6 Figure 76. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-6 profile waniem. W stropie zawierają one znaczną ilość osadów o frakcji piasku (do 22%), a nawet żwiru (do 3,4%). Profil R-7 o głębokości 6,4 m jest zlokalizowany w odległości 25 m od koryta Rudnika. Tworzą go w całości osady pylaste: pył gruby (Mz: 5,32–5,83) oraz pył średni (Mz: 6,03–6,47) (ryc. 77). Osady te charakteryzuje słabe wysortowanie (.1: 1,52–1,98) (ryc. 78). W spągu profilu (poniżej 4,95 m) charakteryzuje je szara barwa, natomiast powyżej są to naprzemianległe ogniwa pyłów szarych i węglano­wych oraz brązowych i organicznych. Osady te zawierają 8–26% materii organicz­nej oraz 11–39% CaCO3. Pyły występujące w stropie profilu (do głębokości 1,5 m) zawierają zdecydowanie mniej węglanów i charakteryzują się odwróconą sekwencją uziarnienia. 5.1. CeChy litologiCzne osadów 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika in the R-7 profile 5.2. zróżniCowanie litofaCjalne osadów w przekrojaCh poprzeCznyCh i profilu podłużnym dna doliny rudnika W analizie litofacjalnej osadów budujących dno doliny Rudnika uwzględniłam te same cechy, które rozpatrywałam dla utworów budujących dno doliny Szreniawy. Ich szczegółowa analiza pozwoliła mi na wyróżnienie trzech litofacji. Są to: pyły masywne, osady mineralno-organiczne i węglanowe pyły masywne. Oprócz nich w niektórych wierceniach (profile: R-5, R-6) rozpoznałam osady piaszczyste nie­wielkiej miąższości, które ze względu na niewystarczające rozpoznanie w badanym odcinku doliny nie zostały wyróżnione jako osobna litofacja. Również osady budu­jące profil R-1 zostaną w poniższej analizie potraktowane odrębnie ze względu na 5.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów ... bardzo duże ich zróżnicowanie litologiczne, wynikające z kształtowania odcinka ujściowego doliny Rudnika przez wody wezbraniowe Wisły. Osady piaszczyste rozpoznane zostały w wierceniach R-5 i R-6. Występują one na głębokości poniżej 6,84 m. Są wykształcone jako piaski średnie lub drobne o sza­rej barwie. Charakteryzuje je także zróżnicowane wysortowanie – od średniego do bardzo słabego. W osadach tych nie występuje materiał północny, który pośred­nio wskazywałby na ich fluwioglacjalną genezę. Podczas badań nie została okre­ślona pozycja stratygraficzna tych osadów. Uwzględniając jednak płytkie położenie osadów mioceńskich w zlewni Rudnika, z dużym prawdopodobieństwem można przyjąć, że są to piaski powstałe z rozcinania warstwy grabowieckich i warstw jaro­sławskich (wychodnie skał mioceńskich w zlewni Rudnika). Osady piaszczyste roz­poznane zostały także w dolinie bocznej koło Dobiesławic, gdzie występują one na głębokości ok. 8,4 m (Pałka 2010). Przyjęte założenie oznaczałoby, że dno doliny Rudnika tworzą osady czwartorzędowe o miąższości co najmniej 7 m. Podczas badań terenowych nie rozpoznałam głębokości spągu osadów piaszczystych. W dnie doliny Rudnika w spągu wykonanych wierceń lub powyżej osadów piaszczystych występują szare pyły węglanowe. Zawierają one ok. 4,7–8% CaCO3 i są mało zróżnicowane pod względem uziarnienia. Osady te najgłębiej występują w środkowej części dna doliny (profile: R-3, R-4) na głębokości ok. 5 m. W wyżej położonym odcinku doliny (profile: R-5, R-6) ich strop rozpoznano na głębokości ok. 2,5–3,8 m. Są to utwory drobnoziarniste, deponowane z zawiesiny jednorodnej lub gradacyjnej, a w profilach położonych w brzeżnej części dna oraz w profilu R-1 także utwory akumulowane przy większym udziale saltacji (ryc. 79, 80). Powyżej węglanowych osadów pylastych w dnie doliny Rudnika występują drob­noziarniste osady mineralno-organiczne o miąższości od 0,52 m (profil R-6) do 3,45 m (profil R-7). Zazwyczaj wykształcone są one jako ciemnobrązowe lub czarne osady pylaste zawierające kilkucentymetrowe przewarstwienia torfów. Jedynie w profilu R-1 ich uziarnienie jest bardziej zróżnicowane. Są to osady związane z aku­mulacją mineralną i organiczną w obrębie zabagnionego dna doliny. Przewarstwie­nia torfów są dowodem na okresowe ograniczenie dostawy osadów mineralnych do dna doliny. Osady mineralno-organiczne nie występują w profilu R-2, który zlokalizowany jest na spłaszczeniu podstokowym. W profilu tym bezpośrednio powyżej węglanowych pyłów o szarej barwie występuje żółty pył węglanowy. Cha­rakteryzuje go brak oglejenia oraz większe zróżnicowanie uziarnienia niż w przy­padku pyłów występujących poniżej w tym profilu. Może to pośrednio wskazy­wać na jego deluwialne pochodzenie. W profilu R-7, zlokalizowanym w szerszym odcinku dna doliny, osady mineralno-organiczne mają szczególnie dużą miąż­szość (3,45 m) oraz przewarstwione są kilkoma ogniwami węglanowych pyłów. Może to wskazywać na okresowo dużą i szybką dostawę „świeżego materiału” ze stoków lub z doliny bocznej, która ograniczała procesy bagienne i torfotwórcze 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika Figure 79. Distribution of carbonate massive silt samples in the R-1–R-7 profiles on a C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 5.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów ... w tym odcinku dna doliny Rudnika. Litofacje osadów mineralno-organicznych tworzą utwory deponowane z zawiesiny, ale także transportowane w środowisku o większej dynamice (ryc. 81, 82). Pośrednio może to wskazywać na okresowy przepływ wody i rozmywanie oraz redepozycje osadów w dnie doliny. Najbardziej jednorodne pod względem dynamiki środowiska depozycji, ale także najgrubsze są osady mineralno-organiczne w profilu R-1. Najbardziej zróżnicowane natomiast są one w profilu R-6 zlokalizowanym w brzeżnej części dna doliny. Może to wska­zywać na istotne znaczenie dostawy materiału klastycznego ze stoków (profil R-6) oraz podczas wezbrań z doliny Wisły (profil R-1). Powierzchnię współczesnego dna doliny Rudnika tworzą pyły masywne. Ich miąż­szość jest zróżnicowana w poszczególnych profilach i wynosi 1,5–3,5 m. Największą miąższością osady te charakteryzują się w profilach R-2, R-4 i R-6, zlokalizowanych w większej odległości od koryta Rudnika. Może to pośrednio wskazywać na istotne znaczenie dostawy materiału klastycznego do dna doliny ze stoków, a lokalnie także 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika Figure 81. Distribution of mineral and organic sediment samples in the R-1–R-7 profiles on a C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 5.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów ... z dolin bocznych. Pyły masywne w stropie charakteryzuje odwrócona sekwencja uziarnienia. Są to zazwyczaj osady bezwęglanowe (lub zawierające do 1% CaCO3) o brązowej barwie. W spągu wykazują cechy oglejenia (z wyjątkiem profilu R-2), co wskazuje na rozpoczęcie ich akumulacji na podmokłym dnie doliny. Ich struk­tura jest masywna, w górnej części przekształcone są przez współczesne procesy glebowe. Pyły te były deponowane w środowisku o bardzo zróżnicowanej dyna­mice – od środowiska o wysokiej energii (trakcja, saltacja) po depozycję z zawiesiny (ryc. 83, 84). Najniższą energią środowiska depozycyjnego charakteryzują się pyły masywne w profilu R-7, a w profilach R-2 i R-4 są to również osady transportowane w trakcji. Może to wskazywać na dostawę materiału klastycznego z doliny bocznej (profil R-4). Zróżnicowanie litofacjalne osadów budujących dno doliny Rudnika podkre­śla odmienne funkcjonowanie doliny w odcinku, gdzie koryto jest głęboko wcięte w plejstoceńską terasę Wisły (profil R-1). Zarówno w przeszłości jak i współcześnie 5. Charakterystyka osadów budująCyCh dno doliny rudnika Figure 83. Distribution of massive silt samples in the R-1–R-7 profiles on a C/M dependence diagram: I–IX – see Figure 50 5.2. zróżniCowanie litoFaCjalne osadów ... ten odcinek doliny kształtowany był pod wpływem erozji wgłębnej Rudnika oraz okresowej akumulacji osadów o większej frakcji podczas wezbrań Wisły. W wyżej położonym odcinku doliny (profile: R-2–R-7) osady budujące dno są zapisem inten­sywnej agradacji, która związana była głównie z dostawą osadów ze stoków oraz z dolin bocznych. 6. Rozwój doliny SzReniawyoRaz doliny Rudnikana tle zmian klimatu i działalności człowieka Dna badanych dolin budują osady aluwialne o kilkumetrowej miąższości. Ich zróż­nicowanie litofacjalne omówiłam szczegółowo w poprzednich rozdziałach pracy. Osady te są odzwierciedleniem ewolucji tych dolin od górnego vistulianu do czasów współczesnych. Mimo, że zasadniczym celem pracy jest poznanie rozwoju badanych dolin w holocenie, to w niniejszej pracy uwzględniłam również dane zebrane pod­czas badań terenowych świadczące o rozwoju badanych dolin w okresie późnego vistulianu. Przyjęłam także założenie, że zmiany warunków klimatycznych w póź­nym vistulianie i holocenie w obszarze badań nie różniły się znacząco od warun­ków panujących w innych regionach południowej Polski. Ewolucję doliny Szreniawy oraz doliny Rudnika przedstawiłam na tle głównych etapów rozwoju dolin w regio­nie. W rozważaniach uwzględniłam znany z literatury polskiej schemat podziału stratygraficznego vistulianu i holocenu (Starkel 1977b, 1991c, 1999a), a opisywane w literaturze prawidłowości zmian środowiska przyrodniczego w tym okresie stały się tłem dla rozważań paleograficznych (m.in.: Starkel 1977b, 1983a, b, 1985b, 1986, 1988a, b, 1995a, 1997a, 1999b, 2000, 2005a, b, 2007b, c; Alexandrowicz 1987b, 1992; Jersak, Śnieszko 1987; Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1988; Ralska-Jasiewiczowa 1991; Starkel, Ralska-Jasiewiczowa 1991; Jersak i in. 1992; Nalepka 1994; Manikowska red. 1995; Starkel i in. 1996a, 1999, 2006, 2007; Śnieszko 1995; Margielewski 1998, 2000; Kalicki 2000, 2006; Harasimiuk i in. 2002a, b; Dwucet, Śnieszko 2003). 6. Rozwój doliny SzReniawy oRaz doliny Rudnika... 6.1. zaRyS Rozwoju doliny SzReniawy pod koniec plejStocenu Najstarszy rozpoznany etap rozwoju doliny Szreniawy związany jest prawdopo­dobnie z okresem pełnego (plenivistulian) i późnego vistulianu. Mimo braku bez­pośrednich dowodów stratygraficznych znane z literatury prawidłowości rozwoju dolin w regionie uprawniają – zdaniem autorki – do postawienia takiej tezy. Zapi­sem rozwoju doliny Szreniawy w plenivistulianie i późnym vistulianie są osady gru­boziarniste budujące jej dno (litofacja piasków różnoziarnistych i żwirów). Osady te, ze względu na obecność w nich materiału północnego i znaczne zróżnicowanie wskaźników sedymentologicznych, można prawdopodobnie traktować jako vistu­liańskie utwory korytowe transportowane w środowisku o dużej i zmiennej dyna­mice. Podobnie wykształcone osady gruboziarniste scharakteryzowane są także w innych dolinach regionu, np. w dolinie Nidy (Hakenberg, Lindner 1971, 1973) i w dolinie Nidzicy (Śnieszko 1987; Jersak i in. 1992; Michno 2004, 2005). Osady te znane są także ze środkowego odcinka Szreniawy, gdzie występują one w dnie doliny na głębokości 3–6 m (Tyczyńska 1959; Dylik, Dylikowa 1960) i uznane są przez autorów badań za utwory fluwioglacjalne. Duża zawartość w nich niezwietrza­łych chemicznie okruchów margli kredowych jest ich zdaniem dowodem na surowe warunki klimatyczne w okresie depozycji. W nowszych pracach autorzy zajmujący się ewolucją rzeźby wyżyn lessowych w Polsce określają wiek osadów piaszczysto­-żwirowych na plenivistulian (Śnieszko 1987; Jersak i in. 1992). W górnym plenivistulianie oraz w późnym vistulianie w wielu dolinach Polski południowej zachodziły procesy intensywnej erozji wgłębnej, a następnie zmiany koryt roztokowych na meandrowe (Harasimiuk 1991; Starkel 1994b, 2000; Starkel i in. 1996a). Nie wszystkie rzeki zareagowały jednak w tym samym czasie na zmiany klimatu. W niektórych dużych dolinach erozja wgłębna rozpoczęła się ok. 16–15 tys. lat BP. Natomiast nieco później – nawet na początku holocenu – przemiany sys­temów fluwialnych zachodziły w mniejszych dolinach, które charakteryzował nie­wielki spadek dna, lub w dolinach, do których den dostarczana była duża ilość mate­riału klastycznego (Starkel i in. 2007). W badanym odcinku doliny Szreniawy nie rozpoznano głęboko położonych powierzchni erozyjnych, które mogłyby świadczyć o intensywnej i kilkuetapowej erozji w dnie doliny w późnym vistulianie. Osady piaszczysto-żwirowe występują zazwyczaj na głębokości kilku metrów. Ukształtowanie stropu tej litofacji wska­zuje raczej na roztokowy układ koryta (ryc. 85). Być może niewielki spadek koryta Szreniawy i szerokie dno doliny ograniczały erozję wgłębną oraz opóźniły zmianę układu koryta z roztokowego na meandrowy. Analiza map geologicznych wskazuje, że w dnie doliny Szreniawy w odcinku na zachód od Biskupic podłoże mioceńskie 6.1. zaRyS Rozwoju doliny SzReniawy pod koniec plejStocenu Rycina 85. Budowa dna doliny Szreniawy w rejonie Książnic Wielkich: 1 – piaski różnoziarniste i żwiry, 2 – drobnoziarniste osady węglanowe, 3 – pyły bezwę­glanowe, 4 – osady lessopochodne, 5 – pyły i piaski z okruchami lub otoczakami skał węglanowych i północnych, 6 – osady mineralno-organiczne, 7 – pyły masywne, 8 – deluwia Figure 85. Geology of the Szreniawa Valley floor in the Książnice Wielkie area: 1 – sands and gravels of variable size, 2 – fine-grained carbonate sediments, 3 – non-carbonate silts, 4 – loess-derived sediments, 5 – silts and sands with rock fragments or carbonate and northern rock pebbles, 6 – mineral and organic sediments, 7 – massive silts, 8 – deluvial matter 6. Rozwój doliny SzReniawy oRaz doliny Rudnika... występuje na głębokości 15–19 m (Walczowski 1984). Oznaczałoby to, przy uwzględ­nieniu przeciętnej głębokości występowania stropu osadów piaszczysto-żwirowych w rejonie Książnic Wielkich, że w dnie doliny Szreniawy występuje na podłożu mio­ceńskim co najmniej kilkumetrowa seria osadów fluwioglacjalnych, które przykryte są młodszymi utworami aluwialnymi. Osady piaszczysto-żwirowe w rejonie Książnic Wielkich nadbudowane są stoż­kiem napływowym Łapszowianki (profil K-7). Tworzące go utwory piaszczyste i pylaste są słabo i bardzo słabo wysortowane, co może wskazywać na szybką i dyna­miczną ich akumulację. Osady te zawierają również materiał skandynawski i okru­chy skał węglanowych. Współcześnie powierzchnia tego stożka wznosi się 2–3,5 m nad dno doliny Szreniawy i tworzy wyraźną w terenie krawędź morfologiczną. Może to pośrednio wskazywać na intensywną erozję w dolinie Łapszowianki, w której dnie również poniżej aluwiów holoceńskich występują osady piaszczysto-żwirowe (Stachowicz 2010). Problem wzajemnej relacji osadów budujących dno doliny Szre­niawy i stożka napływowego u ujścia Łapszowianki na obecnym stanie badań nie został rozstrzygnięty. Z pewnością osady stożka są starsze od okresu zabagnienia dna doliny i akumulacji utworów mineralno-organicznych, a młodsze od osadów fluwioglacjalnych (lub równowiekowe?). Po okresie późnego vistulianu w dolinach południowej Polski wskutek rozwoju zbiorowisk leśnych nastąpiła wyraźna stabilizacja koryt. Rozwijały się koryta mean­drowe o małym promieniu, a tempo sedymentacji w dnach dolin było na ogół nie­wielkie (Kalicki 1991a, b, 1992a; Kalicki i in. 1996; Starkel 2001; Kalicki, Krupa 2009; Wójcicki 2010). W dolinie Szreniawy w rejonie Koszyc (profile: K-8, K-9, K-10) rozpoznano kopalne koryto, w którym spąg wypełnienia mineralno-organicznego datowany jest na 8890 lat BP (ryc. 86). Oznacza to, że funkcjonowało ono jeszcze na przełomie preboreału i boreału. Paleokoryto to oraz towarzyszący mu ostaniec erozyjny (a także inne ostańce w dnie doliny) są dowodem na zmianę układu koryta Szreniawy z roztokowego na meandrowe pod koniec vistulianu, a być może dopiero w okresie preborealnym. Było to względnie płytkie koryto – osady fluwioglacjalne występują w nim na głębokości ok. 3 m. Odcięcie zakola w rejonie Koszyc nawiązuje do zmian klimatycznych (ochłodzenie i zwilgotnienie klimatu), jakie miały miej­sce pod koniec boreału. Związane z tym było występowanie coraz częstszych powo­dzi, co odzwierciedlone jest w rozwoju innych dolin regionu np. poprzez odcinanie zakoli, zailenie torfów w starorzeczach (Kalicki 1988; Kalicki, Zernickaya 1995) lub przykrycie ich nowymi seriami aluwialnymi (Mamakowa 1970; Starkel i in. 1991; Kalicki 1997). Na pograniczu okresu borealnego i atlantyckiego także u progu Pogó­rza Karpackiego koło Dębicy późnoglacjalne paleokoryta zostały przykryte stoż­kami bocznych dolin (Starkel 1995b). W tym samym okresie rozpoczęła się aku­mulacja osadów na stożku w Podgrodziu nad Wisłoką (Alexandrowicz i in. 1981; Czyżowska 1997b). Kopalne koryto Szreniawy, już po odcięciu, w młodszym okresie 6.1. zaRyS Rozwoju doliny SzReniawy pod koniec plejStocenu Rycina 86. Budowa dna doliny Szreniawy w rejonie Koszyc: 1 – piaski różnoziarniste i żwiry, 2 – drobnoziarniste osady węglanowe, 3 – osady mineralno­organiczne, 4 – pyły masywne Figure 86. Geology of the Szreniawa Valley floor in the Koszyce area: 1 – sand and gravel of variable size, 2 – fine-grained carbonate sediments, 3 – mineral and organic sediments, 4 – massive silts 6. Rozwój doliny SzReniawy oRaz doliny Rudnika... było zalewane podczas większych powodzi. Świadczą o tym włożenia osadów piasz­czystych występujących w stropie utworów mineralno-organicznych (profil K-9). Niewielka miąższość tych ostatnich może także pośrednio wskazywać na zacho­dzące podczas tych wezbrań procesy erozji. W części zakola, która zlokalizowana jest w większej odległości od współczesnego koryta (profil K-10), w obrębie osa­dów mineralno-organicznych występuje już tylko niewielkiej miąższości (ok. 10 cm) przewarstwienie osadów pylastych i ilastych. Współcześnie forma tego paleokoryta w całości przykryta jest młodszymi osadami holocenu, a nad dno doliny wznosi się jedynie niewielkiej wysokości ostaniec erozyjny. W dnie doliny Szreniawy powyżej litofacji piasków różnoziarnistych i żwirów (osady fluwioglacjalne) występuje niewielkiej miąższości litofacja drobnoziarnistych osadów węglanowych. Są to głównie osady deponowane z zawiesiny, lecz w niektó­rych profilach charakterystyczny jest dla nich także znaczny udział utworów o frakcji piasku. Może to pośrednio wskazywać na rozmywanie i redepozycję w dnie doliny głębiej występujących osadów piaszczysto-żwirowych. Prawdopodobnie są to naj­starsze osady pozakorytowe (późnovistuliańskie) w dnie doliny Szreniawy. Znaczna zawartość w nich węglanów jest procesem wtórnym i związana jest z intensywnym ługowaniem pokryw lessowych w zlewni w warunkach ciepłego i wilgotnego kli­matu w eo- i mezoholocenie (preboreał, boreał, atlantyk). W okresach tych w całej strefie umiarkowanej kształtowały się zbiorowiska roślinne, co z jednej strony ogra­niczało denudację mechaniczną stoków i dostawę materiału klastycznego do den dolin, a z drugiej sprzyjało głębokiemu krążeniu wód w pokrywach i procesom che­micznym (Starkel 1977b; Starkel red. 1991b; Śnieszko 1995). Pośrednim dowodem na denudację lessów w zlewni Szreniawy są lessopochodne osady pylaste tworzące profil K-1. Ich strop nadbudowany jest neoholoceńskimi deluwiami, które powstały w wyniku spłukiwania wcześniej odwapnionych lessów. Deluwia te są datowane na 4100 lat BP (ryc. 85), co pozwala wiązać ich powstanie z gospodarczą działalnością człowieka podczas neolitu. Wykształcenie drobnoziarnistych osadów węglanowych w dnie doliny Szreniawy potwierdza fakt, że w dnach dolin w obszarach lessowych granica między utworami górnego vistulianu i dolnego holocenu zazwyczaj jest nie­wyraźna (Jersak i in. 1992), co często utrudnia ich dokładną charakterystykę straty­graficzną. 6.2. Rozwój doliny SzReniawy w holocenie Ograniczone w wielu dolinach tempo agradacji na początku holocenu zadecydo­wało o funkcjonowaniu w tym okresie równin zalewowych uformowanych w okre­sie późnego vistulianu. Wyraźna zmiana w rozwoju dolin, a głównie zmiana typu 6.2. Rozwój doliny SzReniawy w holocenie sedymentacji na równinach zalewowych, nastąpiła dopiero pod koniec okresu atlantyckiego. W dnie doliny Szreniawy rozpoczęła się wówczas akumulacja osadów mineralno-organicznych. Jej początek określony został na 5440±.175 lat BP (profil K-12) oraz 4305±.130 lat BP (profil K-4). Starsze są jedynie osady mineralno-orga­niczne rozpoznane w profilu K-8 koło Koszyc. Ich spąg datowany jest na 7260±.145 lat BP. Możliwe, że osady te zostały redeponowane (erozja w obrębie paleokoryta) i włączone w tworzącą się od schyłku atlantyku pokrywę utworów mineralno-orga­nicznych. Akumulacja osadów mineralno-organicznych w zlewni Szreniawy zacho­dziła w zróżnicowanych warunkach klimatycznych, a także pod wpływem stop­niowo narastającej presji człowieka. Cechy tych osadów, omówione w poprzednich rozdziałach, wskazują na to, że akumulowane one były jako osady pozakorytowe na zabagnionym, podmokłym dnie doliny o zróżnicowanej rzeźbie. Niewielki spadek dna doliny Szreniawy w rejonie Książnic Wielkich (0,45‰) i zróżnicowany strop osadów późnovistuliańskich zapewne sprzyjały zabagnieniu dna. Utwory te wystę­pują na całej szerokości dna doliny i charakteryzują się zróżnicowaną miąższością. Ich akumulacja zachodziła w warunkach zróżnicowanej w przestrzeni i zmiennej w czasie dostawy materiału z koryta, a w profilu K-6 także z krawędzi stożka napły­wowego Łapszowianki. Występujące w tej litofacji przewarstwienia węglanowych osadów pylastych o szaro-niebieskiej barwie (profile: K-3, K-4) należy prawdo­podobnie wiązać z okresami intensywnej dostawy „świeżego” materiału podczas powodzi. Niewielki udział materii organicznej w tych przewarstwieniach wskazuje na to, że ich akumulacja przebiegała dość szybko, powodując „zamulanie” lokalnych podmokłości w dnie doliny. Przewarstwienia torfów występujące w obrębie osadów mineralno-organicznych mają zróżnicowaną miąższość i występują na różnej głębo­kości. Przeważnie nie tworzą one ciągłych warstw, a znaczny stopień ich rozłożenia świadczy o częstych zmianach poziomu wód gruntowych w dnie doliny. Brak osadów mineralno-organicznych w odcinku doliny położonym na wschód od Koszyc należy wiązać z większym spadkiem dna doliny (ok. 2‰), co jest rezultatem erozji koryta Szreniawy w nawiązaniu do procesów fluwialnych zachodzących w dolinie Wisły. Prawdopodobnie również lokalnie akumulacja osadów lessopochodnych w późnym vistulianie (profil K-1) spowodowała wyraźną nadbudowę dna doliny, które w tym fragmencie nie zostało objęte procesami zabagnienia. Osady mineralno-organiczne nie występują także w tej części dna doliny Szreniawy, która nadbudowana została osadami stożka napływowego Łapszowianki (profil K-7). Okres rozpoczęcia akumulacji osadów mineralno-organicznych w dnie doliny Szreniawy przypada na fazę rozwoju osadnictwa wczesnoneolitycznego (profil K-12) i kultury pucharów lejkowatych (profil K-4). W dolinie bocznej (Łapszowianka) początek ich akumulacji także przypada na okres wczesnego neolitu, ale nieco wcze­śniej niż w dnie doliny Szreniawy, bo na 6500±.145 lat BP (Stachowicz 2010). Zmiana typu sedymentacji w obu dolinach przypada również na wyraźne fazy zwilgotnienia 6. Rozwój doliny SzReniawy oRaz doliny Rudnika... klimatu datowane na: 6,5–6,0 tys. lat BP; 5,4–4,9 tys. lat BP; 4,5–4,1 tys. lat BP (Star­kel 1983b, 1990, 1994a, 1995a, d, 2000, 2001; Kalicki 1991b; Starkel i in. 1991, 1996a; Starkel, Gębica 1995). W przypadku niezbyt intensywnego rozwoju osadnictwa we wczesnym neolicie, a tym samym ograniczonej do niewielkich obszarów antropo­presji, może to sugerować większe znaczenie czynnika klimatycznego w rozpoczę­ciu zmiany typu akumulacji w dnach tych dolin. Dopiero w środkowym neolicie intensyfikacja rolnictwa i znaczne odlesienie stoków wraz ze wzrostem wilgotności klimatu spowodowały przyspieszony spływ wody po stokach, intensywną erozję gleb i dostawę materiału klastycznego do den dolin i koryt. Przy niewielkim spadku dna doliny Szreniawy sprzyjało to utrzymaniu wysokiego poziomu wód gruntowych i dalszej akumulacji osadów mineralno-organicznych. Uwzględniając miąższość osadów mineralno-organicznych w dnie doliny Szre­niawy oraz ich wiek (profil K-4), oszacować można średnie tempo ich akumula­cji na 5,39 cm/100 lat. Było ono jednak zróżnicowane w okresie powstawania całej pokrywy w dnie doliny. Najszybsze – ok. 100 cm/100 lat – było ono w początko­wym okresie akumulacji (4305–4280 lat BP) oraz pod koniec okresu akumulacji (2280–2170 lat BP) – ok. 55 cm/100 lat. Dla części środkowej litofacji mineralno­organicznej w dnie doliny Szreniawy tempo akumulacji oszacowane zostało na ok. 1,5 cm/100 lat. Wskazuje to na zróżnicowaną intensywność nadbudowywania dna doliny w okresie subborealnym i na początku subatlantyku. Niewielkie tempo aku­mulacji oszacowane dla środkowej części litofacji może być związane z mniejszą degradacją pokryw w zlewni w okresie rozwoju kultury ceramiki sznurowej (upo­wszechnienie hodowli) oraz na początku epoki brązu (kultura mierzanowicka, kul­tura trzciniecka). Zdaniem J. Rydzewskiego (1986) niezbyt intensywne zaludnienie analizowanego obszaru na początku epoki brązu, mimo wyraźnie zorganizowanej już w tym okresie struktury osadniczej, może wskazywać na niewielką ingerencję człowieka w środowisko przyrodnicze stoków. Rozwój osadnictwa w tym okresie przypadał jednocześnie na fazę wyraźnie mniejszej częstości występowania powo­dzi (Starkel 2004). Zwiększone tempo akumulacji osadów mineralno-organicznych w górnej części litofacji jest zapewne zapisem intensywnych zmian środowiska w zlewni związanych z ekspansją rolnictwa już w okresie rozwoju kultury łużyckiej (schyłek epoki brązu). Z okresem tym wiąże się znaczny wzrost gęstości zaludnienia w regionie (Rydzewski 1986; Tunia red. 1997). Koniec akumulacji osadów mineralno-organicznych w dnie doliny Szreniawy datowany jest na 2150–2170 lat BP w środkowej części dna doliny, a w większej odle­głości od koryta na 1870–1860 lat BP (ryc. 85). Zakończenie akumulacji tych utwo­rów w dnie doliny związane było z dostawą dużej ilości osadów mineralnych (poza­korytowych), które tworzą litofację pyłów masywnych. Przeważnie są one oglejone w spągu, co wskazuje na rozpoczęcie ich akumulacji jeszcze w warunkach podmo­kłego dna. Osady te charakteryzują się zazwyczaj odwróconą sekwencją uziarnie­ 6.2. Rozwój doliny SzReniawy w holocenie nia. Zdaniem T. Kalickiego (2006) takie zróżnicowanie osadów pylastych w dnach dolin jest typowe dla najmłodszej mady antropogenicznej holocenu. Zmiana typu sedymentacji w dnie doliny Szreniawy z mineralno-organicznej na mineralną (pyły masywne) przypada na okres rozwoju osadnictwa w okresie lateńskim i rzymskim, a jednocześnie fazy większej częstości występowania powodzi (Starkel i in. 2006). W innych dolinach południowej Polski powodzie te znajdują odzwierciedlenie m.in. w zmianie typu sedymentacji w dnach dolin lub starorzeczach (Alexandrowicz 1988, 1997; Klimek 1988; Kalicki i in. 1996; Kalicki, Pietrzak 1999, 2004; Harasimiuk i in. 2002b; Michno 2004; Gębica i in. 2009a; Wójcicki 2010), odcinaniu zakoli (Rutkow­ski 1987) i akumulacji „czarnych dębów” (m.in.: Mycielska-Dowgiałło 1972; Rut­kowski 1987; Kalicki, Krąpiec 1991a, b, 1995; Krąpiec 1996). Wskazuje to na wyraźne nałożenie się wpływu czynnika klimatycznego i antropogenicznego na zmianę typu sedymentacji w dnie doliny Szreniawy. O znacznym przekształceniu środowiska przyrodniczego doliny Szreniawy w okresie rzymskim świadczy pośrednio duża liczba stanowisk archeologicznych zlokalizowanych w tym obszarze (Tunia red. 1997). Również w innych dolinach obszarów lessowych z intensywną działalnością człowieka w okresie rzymskim związany jest wzrost intensywności procesów denu­dacyjnych. Zapisany jest on np. w progradacji stożków napływowych na Płaskowyżu Głubczyckim (Zygmunt 2004a, b, 2009) oraz w zlewni Nidy (Szwarczewski 2006, 2007, 2009a, 2009b) lub w osadach den dolin (Wójcicki 2010). W dolinie Łapszo­wianki (dopływ Szreniawy) wyraźna agradacja dna doliny osadami mineralnymi rozpoczęła się dopiero we wczesnym średniowieczu (Stachowicz 2010). Biorąc pod uwagę powszechny w tym okresie regres osadnictwa sugeruje to klimatyczne uwa­runkowania intensywnej denudacji stoków. Klimatyczne uwarunkowania wzmożo­nej agradacji w dnach dolin we wczesnym średniowieczu wskutek większej częstości powodzi stwierdzone są także w innych dolinach południowej Polski: Szklarki (Ale­xandrowicz 1989), Rudawy (Rutkowski 1984, 1989b), Racławki (Rutkowski 1989a, 1991), Prądnika (Alexandrowicz 1997), Nidzicy (Kruk i in. 1996), Wisły (Kalicki, Krąpiec 1991a, 1995; Dobrzańska Kalicki 2003, 2004; Kalicki 2006), Podłężanki (Ale­xandrowicz, Chmielowiec 1992), Nidy (Alexandrowicz 1996b). Również w większo­ści dolin na Wyżynie Lubelskiej koniec akumulacji organicznej w dnach dolin przy­pada ok. X w. (wczesne średniowiecze), kiedy powszechnie na stokach uruchomiona została erozja wąwozowa (Maruszczak 1973, 1988; Superson i in. 2003; Superson, Zgłobicki 2005; Gardziel i in. 2006; Zgłobicki 2008). Najstarsze ślady erozji wąwozo­wej na Płaskowyżu Nałęczowskim datowane są jednak na 6,5 tys. lat BP (stanowisko Parchatka; Śnieszko 1995), a następną fazę przed wczesnym średniowieczem datuje się na początek epoki brązu (Zgłobicki i in. 2003). Oszacowane średnie tempo akumulacji litofacji pyłów masywnych w dnie doliny Szreniawy wynosi 4–8 cm/100 lat. Jest ono porównywalne z danymi uzyskanymi dla najmłodszych osadów aluwialnych (ostatnie 1000 lat) na Wyżynie Lubelskiej, gdzie 6. Rozwój doliny SzReniawy oRaz doliny Rudnika... na podstawie datowań radiowęglowych i wskaźników geochemicznych zostało ono określone na 4–7 cm/100 lat (Zgłobicki 2008). Tempo akumulacji pyłów masywnych w dnie doliny Szreniawy jest zdecydowanie mniejsze niż tempo oszacowane dla akumulacji osadów mineralno-organicznych (w dolnej i stropowej części pokrywy). Największe tempo akumulacji pyłów masywnych oszacowane jest dla profili poło­żonych najbliżej koryta (profil K-4: 7,64 cm/100 lat), najmniejsze zaś dla profilu zlo­kalizowanego w dystalnej części dna doliny (profil K-2: 3,63 cm/100 lat). U podnóża stoków – w sąsiedztwie profilu K-2 – występuje nadbudowane deluwiami spłasz­czenie podstokowe, które współcześnie wznosi się 1–1,5 m nad dno doliny Szre­niawy. Już około 4 tys. lat temu spłaszczenie to stanowiło lokalną bazę denudacyjną, co ograniczało dostawę osadów bezpośrednio do dna doliny (ryc. 85). W pro­filu K-6, zlokalizowanym u postawy krawędzi stożka napływowego Łapszowianki (w odległości 15 m od jego krawędzi), średnie tempo akumulacji pyłów masywnych oszacowane zostało na 5,23 cm/100 lat. Pośrednio wskazuje to na nadbudowywanie dna doliny Szreniawy także osadami denudowanymi z krawędzi stożka napływo­wego doliny bocznej. Przytoczone przykłady podkreślają bardzo duże znaczenie rzeźby dna doliny (jego szerokości, spadku, topografii) oraz obecności wyższych poziomów terasowych i spłaszczeń denudacyjnych dla tempa agradacji w dnie doliny Szreniawy oraz kierunku dostawy osadów na równinę zalewową. Przeprowadzone badania wskazują, że po okresie eo- i mezoholocenu w dnie doliny Szreniawy rozpoczęła się intensywna agradacja, której tempo regulowane było przede wszystkim warunkami dostawy materiału do dna doliny. Prawdopo­dobnie od okresu borealnego (po odcięciu zakola koło Koszyc) koryto Szreniawy nie zmieniło swojego układu. Zapewne także intensywna agradacja dna doliny w neoholocenie (przekrój Książnice Wielkie) ograniczyła jego boczną migrację. W ujściowym odcinku doliny o większym spadku dna (na wschód od Koszyc), koryto Szreniawy wykształciło głębokie zakola, które funkcjonowały jeszcze pod koniec lat 30. XX w. Łączna miąższość osadów mineralno-organicznych oraz lito­facji pyłów masywnych wynosi: w rejonie Książnic Wielkich 2–3,5 m a w odcinku ujściowym 1–2,68 m, co potwierdza duży wpływ spadku dna doliny i głębokości jego rozcięcia na warunki i tempo akumulacji osadów w neoholocenie. W rejonie Książnic Wielkich mimo znacznej szerokości dna doliny (ok. 2 km), umożliwiającej rozprzestrzenienie osadów na dużej powierzchni, duża miąższość osadów neoholo­ceńskich wskazuje na intensywną denudację w zlewni. Szerokie i płaskie dno doliny w tym odcinku pełniło w holocenie funkcję swoistej bazy denudacyjnej w odróżnie­niu od odcinka doliny położonego na wschód od Koszyc, w którym do dziś prze­ważają procesy erozji wgłębnej i transportu. Regulacja ujściowego odcinka koryta Szreniawy w drugiej połowie XX w. spowodowała, że w tym odcinku akumulacja pozakorytowa ograniczona jest głównie do międzywala. 6.3. Rozwój doliny Rudnika w późnym viStulianie i holocenie 6.3. Rozwój doliny Rudnika w późnym viStulianie i holocenie Dolina Rudnika na długości ok. 1,2 km jest zlokalizowana w obrębie plejstoceńskiej terasy Wisły (terasa lessowa). Wysokość względna tej terasy wynosi 13–15 m. Piaski tworzące spąg terasy lessowej datowane są na ok. 69 tys. lat BP (dolny plenivistulian) (Gębica 1995a) i nadbudowane są kilkumetrową serią lessów vistuliańskich. Proces rozcinania terasy lessowej rozpoczął się prawdopodobnie już pod koniec plenivi­stulianu (Gębica 2004). W tym samy czasie doszło zdaniem T. Kalickiego (1997) do rozcięcia kopalnej terasy mułkowo-piaszczystej w dolinie Podłężanki koło Krakowa (przed najstarszym dryasem) i powstania stożka napływowego u wylotu Serafy. Również inne doliny w regionie uległy znacznemu pogłębieniu przed późnym vistu­lianem, np. dolina Prądnika (Rutkowski 1987, 1993; Alexandrowicz 1997) i dolina Rudawy (Rutkowski 1984, 1989b). Intensywna erozja w górnym plenivistulianie przeważała także na rozległych stożkach napływowych Raby i Dunajca w Kotlinie Sandomierskiej (Gębica 1995a) oraz w dolinie Sanu (Klimek i in. 1997). Zmiana układu koryta Wisły z roztokowego na meandrowe w późnym vistulianie (allerod) i na początku holocenu (po krótkim epizodzie układu roztokowego w okresie młod­szego dryasu) spowodowała intensywną erozję w dnie doliny. Prawdopodobnie w eoholocenie wskutek bifurkacji Wisła płynęła dwoma korytami; jedno z nich położone było u podnóża krawędzi terasy lessowej, co zapewne znacznie wpływało na erozję wgłębną w dolinach wyżynnych dopływów tej rzeki (Kalicki i in. 1996). Zachowana u podnóża terasy lessowej młodopleniglacjalno/późnoglacjalna równina aluwialna roztokowej Wisły rozcięta została w eoholocenie na głębokość 4 m przez bezimienny ciek odwadniający terasę lessową koło Zofipola (ok. 8 km na zachód od ujścia Rudnika). Spąg osadów wypełniających tę rynnę erozyjną datowany jest na 8860 lat BP. Bezpośrednio w rejonie ujścia Rudnika istotne zmiany w dolinie Wisły miały miejsce dopiero ok. 5000 lat BP, gdy doszło do awulsji koryta Wisły w rejo­nie Lasu Grobla (Starkel i in. 1991), a następnie ok. 4500 lat BP, gdy miała miejsce druga awulsja bardziej na zachód, w rejonie Zabierzowa Bocheńskiego (Kalicki i in. 1996). Porzucenie w subboreale systemu krętych meandrów spowodowało wypro­stowanie koryta Wisły i skrócenie jej biegu, czego efektem była intensywna erozja wgłębna w dnie doliny, kontynuowana jeszcze na początku subatlantyku (Kalicki 1991b). Pogłębienie to osiągnęło swoje maksimum ok. 2000 lat BP. W subboreale koryto Wisły miało podobną szerokość jak w okresie atlantyckim, ale meandry cha­rakteryzował większy promień i były one bardziej regularne. Zdaniem T. Kalickiego (1991b) świadczy to o bocznym przemieszczaniu koryta Wisły. Z tego okresu poja­wia się też pierwsza generacja „czarnych dębów” w aluwiach Wisły na wschód od Krakowa (Kalicki, Krąpiec 1991a, b, 1995). Lateralna migracja koryta Wisły prowa­ 6. Rozwój doliny SzReniawy oRaz doliny Rudnika... dziła do poszerzenia dna doliny; podcięta została wtedy m.in. terasa lessowa w rejo­nie Starego Brzeska (ok. 5 km na wschód od ujścia Rudnika). W pobliżu Zofipola ponownie rozcięta została (na głębokość 2 m) młodopleniglacjalna/późnoglacjalna równina aluwialna. Badania przeprowadzone w dolinie Rudnika wskazują, że jej wykształcenie oraz rozwój w późnym vistulianie i w holocenie były uwarunkowane w znacznym stop­niu obecnością w zlewni lessów, a w odcinku ujściowym zmianami, jakie zachodziły w dolinie Wisły. W odcinku doliny Rudnika wykształconym w obrębie terasy les­sowej prawdopodobnie już w górnym plenivistulianie zachodziła erozja wgłębna, będąca odpowiedzią na erozję w dolinie Wisły. Odcinek ten uległ ponownemu pogłębieniu po awulsji koryta Wisły ok. 5–4 tys. lat BP. Z tą drugą fazą erozji wgłęb­nej prawdopodobnie związane jest utworzenie w dnie doliny Rudnika niższego poziomu terasowego o wysokości względnej do 3 m. Bliskie położenie koryta Wisły już od ok. 5000 lat BP skutkowało kształtowaniem ujściowego odcinka doliny Rud­nika pod wpływem procesów fluwialnych zachodzących w dolinie Wisły. Podczas powodzi był on zalewany wodami wezbraniowymi Wisły, a drobnoziarniste utwory mineralne i organiczne neoholocenu wzbogacane były w osady o grubszej frak­cji. Potwierdza to wykształcenie litofacji osadów mineralno-organicznych i pyłów masywnych w profilu R-1. Dno doliny Rudnika w rejonie Rudna Dolnego i Dobranowic budują głównie osady drobnoziarniste. Pyły węglanowe występujące w spągu wykonanych wier­ceń są prawdopodobnie zapisem późnovistuliańskiej i wczesnoholoceńskiej ewo­lucji doliny. Słabo zróżnicowane uziarnienie tych osadów oraz ich węglanowość pozwalają przypuszczać, że są to lessy, które stanowią podłoże dla utworów holo­cenu. Przemawia za tym także duży udział osadów frakcji 0,05–0,01 mm, która jest uznawana za typową dla lessów (Maruszczak 1990, 2000). W analizowanych profi­lach wierceń osady o tej frakcji stanowią ok. 60–74% litofacji węglanowych pyłów. Ich szara barwa jest rezultatem wtórnego oglejenia w dnie doliny. Dno doliny Rudnika lokalnie mogą budować zatem lessy lub osady lessopochodne związane z mechaniczną denudacją lessów w późnym vistulianie. Osady te wtórnie wzbo­gacone zostały w węglany ługowane z pokryw w zlewni w warunkach wilgotnego i ciepłego klimatu eo- i mezoholocenu (denudacja chemiczna pokrywy lessowej). Wskazują na to pośrednio badania w dolinie bocznej, gdzie lessy są odwapnione do głębokości ok. 2,5 m (Pałka 2010). W dnie doliny Rudnika powyżej pyłów węglanowych występują utwory mineralno­-organiczne – czarne lub brązowe pyły przewarstwione słabo rozłożonym torfem. Początek ich akumulacji przypada na okres przed 3565 lat BP (profil R-4) (ryc. 87). Uzyskana z przewarstwień torfów data radiowęglowa wskazuje na okresowe ogra­niczenie (na początku epoki brązu) akumulacji osadów mineralnych w dnie doliny. Związane to może być zarówno z mniejszą częstością występowania powodzi w tym 6.3. Rozwój doliny Rudnika w późnym viStulianie i holocenie 6. Rozwój doliny SzReniawy oRaz doliny Rudnika... okresie, jak i z niewielką ingerencją człowieka w środowisko zlewni (ograniczona erozja na stokach) (Rydzewski 1986; Starkel 2004). Akumulację osadów mineralno­organicznych w dnie doliny Rudnika należy wiązać prawdopodobnie z intensyw­nym odlesieniem stoków już w środkowym neolicie, co wywołało przyspieszony spływ wody na stokach i erozję gleb. W dolinie bocznej koło Dobranowic rozpo­znane zostały osady deluwia, których spąg jest datowany na 5080±.80 lat BP (Pałka 2010). Oznacza to, że w zlewni Rudnika intensywna denudacja stoków rozpoczęła się już w okresie osadnictwa kultury pucharów lejkowatych. Sedymentologiczny zapis denudacji stoków w zlewni w osadach dna doliny Rudnika jest więc opóźniony w stosunku do konkretnych katen stokowych. Prawdopodobnie uwarunkowane to było niewielkim spadkiem den dolin bocznych, które razem ze spłaszczeniami podstokowymi stanowią również współcześnie lokalne bazy denudacyjne w zlewni. Początek akumulacji osadów deluwialnych przypada jednocześnie na wyraźną fazę zwilgotnienia klimatu – ok. 5,4–4,9 tys. lat BP (Starkel i in. 1996a; Starkel 2001). Może to wskazywać, podobnie jak w zlewni Szreniawy, na nałożenie się czynnika klimatycznego i antropogenicznego w rozpoczęciu intensywnej denudacji stoków w środkowym neolicie. Zakończenie akumulacji osadów mineralno-organicznych w dnie doliny Rud­nika w związku z depozycją pyłów masywnych przypada na 1850±85 lat BP (profil R-3) oraz 1375±.80 lat BP (profil R-4) (ryc. 87). Wcześniej nadbudowane zostało dno doliny w środkowej części, co może świadczyć o istotnym znaczeniu mineral­nej akumulacji pozakorytowej na początku najmłodszego etapu agradacji w dnie doliny. Pośrednio sugeruje to także istotne zmiany w środowisku przyrodniczym w górnej części zlewni, gdzie odlesione stoki podlegały intensywnej denudacji. Pro­dukty denudacji dostarczane były wieloetapowo (stok – podnóże stoku – dno doliny denudacyjnej – koryto Rudnika – dno doliny głównej) także do niżej położonego odcinka doliny. Zakończenie akumulacji osadów mineralno-organicznych przypada w profilu R-3 na okres wczesnorzymski, a w profilu R-4 na początek wczesnego śre­dniowiecza. W zlewni Rudnika dotychczas opisanych jest kilkadziesiąt stanowisk archeologicznych, z których najwięcej datowanych jest na neolit i okres rzymski, a najmniej na wczesne średniowiecze (Pałka 2010). Badania realizowane w dolinie Wisły i na terasie lessowej w okolicach Igołomi świadczą o ekspansji osadnictwa i działalności człowieka w tym regionie w okresie rzymskim (Dobrzańska, Kalicki 2003, 2004; Kalicki i in. 2005). W dolinie Rudnika agradacja dna rozpoczęta w okre­sie rzymskim kontynuowana była także w okresie regresu osadnictwa we wczesnym średniowieczu. Okres wczesnego średniowiecza zapisany jest także rozpoczęciem akumulacji najmłodszych osadów pozakorytowych w dnach innych dolin w połu­dniowej Polsce, co zdaniem T. Kalickiego (2006) było uwarunkowane klimatem. Może to sugerować wcześniejsze (przed wczesnym średniowieczem) powszechne odlesienie stoków w zlewni Rudnika oraz nałożenie się skutków przemian antropo­ 6.3. Rozwój doliny Rudnika w późnym viStulianie i holocenie genicznych i impulsu klimatycznego dla rozpoczęcia najmłodszego etapu agradacji dna tej doliny. Dno doliny Rudnika budują drobnoziarniste osady mineralne i organiczne, które nadbudowują lessy vistuliańskie oraz późnovistuliańskie osady lessopochodne. Róż­nice w rozwoju ujściowego odcinka doliny (położonego w obrębie terasy lessowej) oraz odcinka w rejonie Rudna Dolnego i Dobranowic zapisane są w miąższości oraz wykształceniu osadów poszczególnych litofacji, a także w rzeźbie dna doliny. W rejonie Rudna Dolnego i Dobranowic dno doliny przez cały okres holocenu pod­legało intensywnej agradacji, z kolei w odcinku ujściowym, gdzie koryto Rudnika jest głęboko wcięte, kształtowanie dna doliny odbywało się pod znacznym wpływem erozji oraz wezbrań zachodzących w dolinie Wisły. Współcześnie przy powszechnym rolniczym użytkowaniu zlewni Rudnika osady denudowane ze stoków są dostarczane na spłaszczenia podstokowe lub do den dolin bocznych. W nieodwadnianych dolinach nieckowatych i płaskodennych dominuje bliski transport osadów i akumulacja materiału w obrębie den tych dolin. Doliny te współcześnie stanowią izolowane dzięki antropopresji systemy deluwialne (Teis­seyre 1991, 1992; Parzóch, Solarska 2010). Osady z dolin bocznych lub ze stoków okresowo, podczas większych zdarzeń hydrometeorologicznych, mogą być dostar­czane także do dna doliny Rudnika. Sprzyja temu brak wyższych poziomów tera­sowych oraz wzdłużstokowe ukierunkowanie dróg polnych. Jednak ze względu na niewielki spadek dna doliny bezpośrednie zasilanie systemu korytowego Rudnika osadami stokowymi jest znacznie ograniczone. 7. LokaLne i ponadregionaLne uwarunkowania rozwoju doLiny Szreniawy i doLiny rudnika Doliny Szreniawy i Rudnika stanowią przykłady różnie wykształconych dolin rzecz­nych w obszarach lessowych Polski. Różnią się między sobą cechami morfometrycz­nymi zlewni, ich budową geologiczną i rzeźbą, a także intensywnością współcze­snych procesów fluwialnych i denudacyjnych. Dolina Szreniawy jest starszą, dużą i płaskodenną doliną rzeczną, której rozwój uwarunkowany był zróżnicowanym stylem tektonicznym oraz odpornością skał podłoża. Górna i środkowa część zlewni położona jest w obrębie mezoregionów, które charakteryzuje wyższa średnia roczna suma opadów w stosunku do wschod­niej części zlewni. Dzięki stałej dostawie wód podziemnych z wydajnych źródeł dno doliny Szreniawy kształtowane było w przeszłości i jest kształtowane współcześnie głównie przez procesy fluwialne. Duże znaczenie tych procesów w rozwoju doliny podkreśla zachowanie wyższych poziomów terasowych oraz wczesnoholoceńskich paleozakoli i ostańców erozyjnych. Zlewnia Szreniawy w górnej i środkowej części reprezentuje erozyjny podtyp rzeźby obszarów lessowych, z kolei jej wschodni, objęty badaniami fragment, ma cechy erozyjno-denudacyjnego podtypu rzeźby (Rodzik 2009). Dzięki znacznym wysokościom względnym we współczenym rozwoju sto­ków istotne znaczenie, zwłaszcza w górnej i środkowej części zlewni, mają procesy erozyjne i denudacyjne związane z intensywnymi opadami. Sprzyja to utrzymaniu kierunku rozwoju erozyjnego lub erozyjno-denudacyjnego typu rzeźby. Dolina Rudnika jest niewielką i młodszą doliną rzeczną. Brak wydajnych źródeł, a tym samym niewielka gęstość sieci rzecznej powodują, że obszar ten reprezentuje denudacyjny podtyp rzeźby obszarów lessowych. Jedynie w tym odcinku doliny, 7. LokaLne i ponadregionaLne uwarunkowania rozwoju doLiny Szreniawy... który wykształcony jest w obrębie terasy lessowej, większe znaczenie w jej rozwoju mają procesy fluwialne (erozja wgłębna). W dolinie Rudnika nie występują wyższe, plejstoceńskie poziomy terasowe, a jej zlewnię charakteryzuje duża intensywność procesów spłukiwania i erozji linijnej. Sprzyja to akumulacji w dnach dolin osadów deluwialnych o znacznej miąższości. W dolinie Szreniawy zachowane są osady fluwioglacjalne późnego vistulianu, będące dowodem na funkcjonowanie koryta roztokowego. Jednocześnie ich zacho­wanie w dnie doliny wskazuje na niewielką intensywność erozji wgłębnej pod koniec plejstocenu (brak odpreparowania dna doliny Szreniawy spod osadów flu­wioglacjalnych). Podobnie jak w innych większych dolinach południowej Polski w dolinie Szreniawy na przełomie vistulianu i holocenu doszło do zmiany układu koryta z roztokowego na meandrowy. Zmiana ta, mająca uwarunkowanie klima­tyczne, ze względu na niewielki spadek dna doliny jest jednak wyraźnie opóźniona w stosunku do większych dolin regionu, np. doliny Wisły. W dolinie Rudnika nie rozpoznano osadów fluwioglacjalnych, kopalnych poziomów erozyjnych ani pale­ozakoli. Prawdopodobnie związane jest to z wiekiem doliny, niewielkim odpływem rzecznym i słabymi procesami fluwialnymi. Zmiany klimatyczne, jakie miały miej­sce na przełomie vistulianu i holocenu, zapisały się więc wyraźnie w rozwoju koryta i równiny zalewowej jedynie w przypadku dużej doliny Szreniawy. W okresie późnego vistulianu w obu badanych dolinach w nawiązaniu do zmian klimatycznych rozpoczęła się degradacja pokrywy lessowej. W późnym vistulia­nie związana ona była prawdopodobnie głównie ze spłukiwaniem i erozją linijną, które intensywnie zachodziły w okresach, gdy środowisko dostosowywało się do nowych warunków klimatycznych: najstarszy dryas/bolling, starszy dryas/allerod oraz młodszy dryas/preboreał (Śnieszko 1995). Natomiast denudacja chemiczna les­sów rozpoczęła się wraz z ociepleniem klimatu na początku holocenu. Zapisem tych procesów w badanych dolinach są m.in.: odwapnienie lessów, osady lessopochodne oraz wtórne wzbogacenie w węglany późnovistuliańskich osadów pozakorytowych w dolinie Szreniawy. Od zakończenia akumulacji lessów rozpoczęły się w bada­nych zlewniach procesy glebotwórcze zachodzące w warunkach zmieniającego się klimatu, a w młodszym holocenie także pod wpływem antropopresji. Odzwier­ciedleniem takiej ewolucji gleb są: ich typ, miąższość i budowa profili glebowych, głębokość wyługowania węglanów, a także wykształcenie specyficznych poziomów genetycznych (np. poziom agric) (Żyła 2007). Pod koniec okresu atlantyckiego w rozwoju badanych dolin rozpoczął się etap intensywnej denudacji stoków, a następnie agradacji den dolin (powstanie litofa­cji osadów mineralno-organicznych, a następnie pyłów masywnych). Rozpoczęcie denudacji na stokach przypada na okres neolitu, a jednocześnie na jedną z wyraź­nych faz zwilgotnienia klimatu. Wskazuje to na nałożenie się uwarunkowań klima­tycznych (czynnik ponadregionalny) i antropopresji (czynnik lokalny). Podobne 7. LokaLne i ponadregionaLne uwarunkowania rozwoju doLiny Szreniawy... zależności między rozpoczęciem denudacji stoków w holocenie a uwarunkowaniami klimatycznymi i działalnością człowieka stwierdzone zostały także w innych obsza­rach południowej Polski (m.in.: Starkel i in. 1984; Śnieszko 1985, 1991; Wasylikowa i in. 1985; Klimek 1988, 2003, 2010; Kruk 1993; Śnieszko 1995; Kalicki 1997; Michno 1998, 2000, 2004; Kalicki, Pietrzak 1999, 2004; Dwucet, Śnieszko 2003; Zygmunt 2004a, b, 2009; Starkel 2005a, 2007c; Superson, Zgłobicki 2005; Szwarczewski 2006, 2007, 2009a, 2009b; Kołodyńska-Gawrysiak 2008; Reder i in. 2010; Poręba i in. 2011; Superson i in. 2011) i w Europie (m.in.: Tavernier 1948; Mullenders i in. 1966; De Smedt 1973; Chiverrell i in. 2004; Dotterweich 2005; Macaire i in. 2006; Vanwalle­ghem i in. 2006; Fuchs i in. 2011; Notebaert i in. 2011). Bezpośrednim dowodem na duże znaczenie czynnika klimatycznego w rozpoczęciu denudacji stoków są wyniki badań realizowanych w zlewni Nidzicy (Kruk i in. 1996). Wskazują one, że do uru­chomienia intensywnej denudacji na stokach nie wystarczą jedynie zmiany w szacie roślinnej związane z rozwojem rolnictwa neolitycznego – ważniejsze są ponadre­gionalne uwarunkowania klimatyczne. Człowiek swoją działalnością wzmacniał odpowiedź środowiska na zachodzące zmiany klimatu, stworzył bowiem warunki do intensywnej erozji na stokach i akumulacji osadów w dnach dolin. Wyniki badań osadów młodszego holocenu w obszarach lessowych wskazują także, że przyspiesze­niu denudacji na stokach towarzyszyło różnicowanie środowisk sedymentacji osa­dów wewnątrz poszczególnych regionów. Proces ten rozpoczął się właśnie w okresie neolitu i trwał również w czasach historycznych (Śnieszko 1984; Niller 1998, 2001). Rozpoczęcie agradacji den badanych dolin jest jednak wyraźnie opóźnione wzglę­dem denudacji stoków w konkretnych katenach. Nawiązuje to znanego z literatury modelu diachronizmu akumulacji osadów w zlewni (Rutkowski 1984, 1991; Pazdur, Rutkowski 1987; Brown 1990; Hagedorn, Rother 1992; Lang i in. 2003; Michno 2004; Coulthard i in. 2005; Houben i in. 2006; Rommens i in. 2006). Stwierdzone pra­widłowości wskazują także, że zapis zmian klimatu i działalności człowieka w osa­dach den dolin jest wyraźnie uzależniony od położenia analizowanego profilu na równinie zalewowej i może się zmieniać z biegiem rzeki (Langbein, Leopold 1966; Vannote i in. 1980). Opóźnienie sedymentologicznego zapisu denudacji stoków w osadach budują­cych dna głównych dolin wskazuje na duże znaczenie lokalnych warunków morfo­logicznych dla obiegu osadów w zlewni. W zlewni Szreniawy niewielkie nachylenia stoków, płaskie akumulacyjne dna dolin bocznych oraz obecność wyższych pozio­mów terasowych wpływają również współcześnie na ograniczoną dostawę materiału klastycznego bezpośrednio ze stoków do dna doliny głównej. Agradacja dna doliny Szreniawy była w przeszłości, jak i jest współcześnie efektem akumulacji głównie osadów pozakorytowych w okresach wezbrań. W przypadku doliny Rudnika osady będące efektem denudacji stoków ze względu brak naturalnych krawędzi morfolo­gicznych wzdłuż doliny (wyższych poziomów terasowych) są zazwyczaj bezpośred­ 7. LokaLne i ponadregionaLne uwarunkowania rozwoju doLiny Szreniawy... nio dostarczane do dna doliny głównej. Natomiast w zlewniach cząstkowych osady denudowane ze stoków zatrzymywane są w obrębie spłaszczeń podstokowych oraz w dnach dolin nieckowatych i płaskodennych. Ze względu na niewielką gęstość sieci rzecznej w zlewni Rudnika i słabą intensywność procesów fluwialnych osady te bar­dzo rzadko, mimo niewielkiej szerokości dna doliny głównej, dostarczane są bez­pośrednio do koryta Rudnika i wynoszone poza zlewnię. Podobne prawidłowości obiegu osadów w niewielkich zlewniach lessowych potwierdzają również inne bada­nia realizowane w obszarach lessowych Polski (Sadurska 1982; Sadurska, Marusz­czak 1982; Czyżowska 1996, 1997a; Śnieszko 1997; Kruk, Śnieszko 1998; Święchowicz 2001, 2002; Rodzik i in. 2007; Michalczyk i in. 2008) i Europy (Hönscheidt 1998; Niller 1998, 2001; Lang, Hönscheidt 1999; Preston 2001; Heine, Niller 2003; Lang i in. 2003; Rommens i in. 2005, 2006; Thiemeyer i in. 2005; Houben i in. 2006, 2007; De Moor, Verstraeten 2008; Verstraeten i in. 2009; Fuchs i in. 2011; Notebaert i in. 2011; Stolz 2011). Wskazują one, że w niewielkich zlewniach w obszarach lessowych, podobnie jak w dolinie Rudnika, osady denudowane ze stoków zatrzymywane są wewnątrz zlewni w dnach dolin i w niewielkim stopniu zasilają system fluwialny. Odmienny typ rzeźby i intensywność procesów fluwialnych w badanych dolinach zadecydowały o kierunku dostawy materiału do den dolin. W przypadku doliny Szreniawy jej dno budują głównie osady pozakorytowe (dostawa z koryta); a w doli­nie Rudnika są to przede wszystkim osady dostarczane bezpośrednio ze stoków, a okresowo także z dolin bocznych. Wskazuje na to zróżnicowanie miąższości lito­facji osadów mineralno-organicznych i pyłów masywnych w przekrojach poprzecz­nych badanych dolin. Łączna miąższość osadów mineralno-organicznych i pyłów masywnych w dolinie Szreniawy wynosi od ok. 1 m do 3,5 m i jest ona mniejsza niż w dolinie Rudnika (2,5–5 m). Prawdopodobnie jest to efektem różnej szerokości den badanych dolin. Biorąc pod uwagę datowania radiowęglowe i miąższość osadów mineralno-organicznych, można oszacować średnie tempo ich akumulacji w dnie doliny Rudnika na 6,12 cm/100 lat. Jest ono nieznacznie większe niż średnie tempo akumulacji osadów tej litofacji w dnie doliny Szreniawy (5,39 cm/100 lat). Natomiast średnie tempo akumulacji pyłów masywnych w dolinie Rudnika określone zostało na 13,4 cm/100 lat w profilu R-3 oraz 22,4 cm/100 lat w profilu R-4. Jest ono zdecy­dowanie większe niż tempo akumulacji osadów tej litofacji określone dla szerokiego dna doliny Szreniawy (ok. 4–8 cm/100 lat). Zdecydowanie większe tempo akumu­lacji pyłów masywnych w niewielkiej dolinie Rudnika podkreśla także denudacyjny typ zlewni tej doliny i znaczenie szerokości dna doliny w jego agradacji. Zróżnicowanie szerokości den badanych dolin i ich spadek warunkowały w prze-szłości i warunkują współcześnie miąższość i wykształcenie osadów akumulowanych w dnach oraz tempo agradacji w profilu poprzecznym. Wskazuje to na większe zna­czenie czynników lokalnych (rzeźby zlewni i dna doliny, stopnia antropopresji) dla agradacji den badanych dolin w młodszym holocenie. Oszacowane średnie tempo 7. LokaLne i ponadregionaLne uwarunkowania rozwoju doLiny Szreniawy... akumulacji pyłów masywnych w dnie doliny Szreniawy jest porównywalne z danymi uzyskanymi dla najmłodszych osadów aluwialnych (ostatnie 1000 lat) na Wyżynie Lubelskiej (Zgłobicki 2008). Natomiast tempo akumulacji najmłodszych osadów mineralnych w dnie doliny Rudnika odpowiada intensywności akumulacji współ­czesnych osadów deluwialnych w obszarach lessowych Polski (13–35 cm/100 lat; Zgłobicki, Rodzik 2007) i Europy (13 mm/100 lat; Rommens i in. 2005). Ze względu na powszechne występowanie pokryw lessowych w zlewniach bada­nych dolin wśród osadów mineralno-organicznych oraz pyłów masywnych brak klasycznie wykształconych osadów korytowych, które mogłyby wskazywać bezpo­średnio na procesy erozji w dnie doliny. Od okresu rozpoczęcia intensywnej antro­popresji w środkowym neolicie trudne jest więc wyróżnienie w osadach budujących dna badanych dolin wyraźnych faz aktywności fluwialnej (uwarunkowanych klima­tycznie), które znane są z innych dolin rzecznych regionu. Całkowita zmiana typu sedymentacji wraz z narastającą od neolitu antropopresją spowodowała, że zarówno w dolinie Szreniawy jak i w dolinie Rudnika neoholoceńskie fazy aktywności rzek są nieczytelne w formach i osadach dna. Związane jest to z równoczesnym działaniem czynnika ponadregionalnego (zmiana klimatu) oraz czynnika lokalnego (inten­sywna antropopresja). Zapis działalności człowieka w osadach budujących dna badanych dolin odzwierciedlony jest pośrednio w zmianie typu sedymentacji oraz w zwiększeniu jej tempa, jak również w zróżnicowaniu uziarnienia osadów (odwró­cona sekwencja uziarnienia litofacji pyłów masywnych). Zdaniem wielu badaczy w ostatnim 1000 lat klimat traci wiodącą rolę w tworzeniu osadów w dnach dolin rzecznych w obszarach lessowych; większe znaczenie mają antropogeniczne zmiany środowiska, w tym użytkowanie ziemi (Hahn 1992; Hagedorn, Rother 1992; Houben 1997; Kalicki 1997, 2006). Szreniawa i Rudnik są dopływami Wisły, dużej rzeki tranzytowej. Istotnym zagad­nieniem podczas badań nad rozwojem tych dolin było więc poznanie wpływu proce­sów fluwialnych zachodzących w dużej dolinie na ewolucję dolin ujściowych odcin­ków jej dopływów. Zarówno w dolinie Szreniawy, jak i w dolinie Rudnika wpływ Wisły odzwierciedlony jest w wykształceniu osadów, a w dolinie Rudnika także w rzeźbie odcinka ujściowego. Rudnik na długości 1,2 km rozcina poziom terasy lessowej (plejstoceńska terasa doliny Wisły) na głębokość 6,5–10 m. Rozcinanie tej terasy należy wiązać z plenivistulianem i późnym vistulianem (Gębica 2004), a także z eoholoceńską erozją wgłębną w dolinie Wisły (Kalicki i in. 1996). Ponowne pogłę­bienie odcinka doliny Rudnika, którego dowodem jest przegłębienie dna doliny w odcinku ujściowym o ok. 3 m i utworzenie niższego poziomu terasowego, należy wiązać już z neoholocenem i awulsją koryta Wisły (Starkel i in 1991; Kalicki 1991b; Kalicki i in. 1996). Bliska lokalizacja bazy erozyjnej (koryto Wisły) oraz zmiany jej położenia (awulsja) zadecydowały o kilkuetapowej erozji wgłębnej w dolinie Rud­nika w młodszym holocenie i o zmianie spadku w profilu podłużnym tej doliny. 7. LokaLne i ponadregionaLne uwarunkowania rozwoju doLiny Szreniawy... Natomiast w większej dolinie Szreniawy, o znacznej szerokości dna, oddziaływa­nie procesów fluwialnych zachodzących w dolinie Wisły odzwierciedlone zostało w erozji wgłębnej w dnie doliny Szreniawy i utrwaleniu meandrowego lub krę­tego układu jej koryta już pod koniec vistulianu lub na początku holocenu. Erozja ta uwarunkowana była zmianą położenia koryta Wisły, które stopniowo przesuwało się ku krawędzi Wyżyny Małopolskiej pod wpływem rozwoju rozległych stożków napływowych karpackich dopływów. W młodszym okresie odziaływanie procesów fluwialnych zachodzących w dolinie Wisły w rozwoju doliny Szreniawy zapisane jest jedynie w typie sedymentacji na równinie zalewowej (brak litofacji osadów mine­ralno-organicznych na wschód od Koszyc). Obie analizowane doliny charakteryzuje współcześnie agradacyjny typ dna. W odróżnieniu od dużej doliny Wisły, gdzie dochodziło do awulsji koryta, w obrę­bie współczesnych den badanych dolin nie są zachowane na powierzchni staroho­loceńskie równiny zalewowe. Wszystkie starsze poziomy akumulacji osadów poza-korytowych w całości przykryte zostały osadami młodszymi. W większej dolinie Szreniawy w rzeźbie dna doliny zachowane są ostańce meandrowe (zbudowane z osadów fluwioglacjalnych nadbudowanych utworami holoceńskimi), będące zapi­sem wczesnoholoceńskiej zmiany układu koryta (ponadregionalne uwarunkowania klimatyczne). Tempo i miąższość akumulacji osadów holoceńskich w dolinie Szre­niawy uwarunkowane były szerokością dna doliny oraz intensywnością procesów fluwialnych. Z kolei dolina Rudnika jest wyraźnie dwudzielna. W rejonie Rudna Dolnego i Dobranowic nieprzerwanie od zakończenia akumulacji lessów zachodziły intensywne procesy agradacji dna związane głównie z denudacją stoków. Ujściowy odcinek tej doliny od późnego vistulianu, a szczególnie w neoholocenie, rozwijał się wskutek kilkuetapowej erozji wgłębnej uwarunkowanej ewolucją koryta Wisły (wpływ czynnika regionalnego – spoza zlewni). 8. ZnacZenie dopływów rZektranZytowych w ewolucjisystemu fluwialnego Istotnym zagadnieniem podjętym w pracy było poznanie relacji między ewolucją dużej tranzytowej doliny a rozwojem dolin w ujściowych odcinkach jej wyżynnych dopływów. W nawiązaniu do schematu S.A. Schumma (1977) w każdym systemie fluwialnym wyróżnić można trzy strefy: strefę produkcji, strefę tranzytową oraz strefę depozycji. Systemy fluwialne dużych rzek Europy składają się z elementów o różnej przeszłości geologicznej, różnym czasie powstania i różnej genezie, które po ustąpieniu lądolodu zostały połączone w funkcjonalną całość. Ewolucja tych sys­temów fluwialnych następowała zarówno pod wpływem zmian klimatycznych, jak i zróżnicowanej w przestrzeni i czasie ingerencji człowieka. Zlewnie dużych rzek Środkowej Europy (Wisły, Odry, Łaby, Wezery) łączy podobna przeszłość pale­ogeograficzna oraz współczesny rozwój środowiska przyrodniczego ich zlewni. Odzwierciedlone jest to w rozwoju systemów fluwialnych tych rzek, a także w przej­ściowych cechach tych elementów środowiska przyrodniczego, które zależne są od klimatu (np. szaty roślinnej, odpływu rzecznego). Modelowym przykładem rzeki środkowoeuropejskiej jest Wisła (Starkel 2001). Nieco inaczej wykształcone są nato­miast systemy fluwialne dużych rzek Europy Wschodniej (np. Niemna, Dniepru, Prypeci). Wielokrotne nasunięcia lądolodu skandynawskiego powodowały w nich każdorazowo wielkoskalową przebudowę sieci rzecznej i dolinnej (np. liczne kap­taże, zmiana przebiegu wododziału europejskiego) (Kalicki 2006). Niektóre z rzek tego regionu przez cały czwartorzęd odprowadzały wody proglacjalne (np. Dniepr i jego dopływy), inne (np. Prypeć, górny Niemen) rozwijały się autonomicznie. W wielu dolinach następowała też zmiana kierunku odpływu wód lub utworzone zostały jeziora zaporowe. Złożona historia kształtowania sieci rzecznej i dolinnej Europy Wschodniej odzwierciedlona jest w różnym ukierunkowaniu dolin tranzy­ 8. ZnacZenie dopływów rZek tranZytowych w ewolucji systemu fluwialnego towych tego obszaru, ich morfologii i aluwiach budujących dna. Warunkowała ona również skomplikowany rozwój poszczególnych dolin w okresie holocenu (Kalicki 2006). W zlewni Wisły w nawiązaniu do schematu S.A. Schumma, (1977) początkową strefę systemu fluwialnego (tzw. strefę produkcji) stanowią doliny jej karpackich dopływów. Dostarczają one znaczną ilość materiału klastycznego na przedpole gór. Ich rozległe vistuliańskie stożki napływowe (np. stożki napływowe Raby i Dunajca) nadbudowują dno doliny Wisły w Kotlinie Sandomierskiej, zanurzając się stop­niowo pod osady holoceńskie (Gębica 1995a, b; Sokołowski 1995). W przeszłości rozwój tych stożków napływowych wymuszał boczne przesuwanie (spychanie) koryta Wisły w kierunku północnym. Również współcześnie karpackie dopływy Wisły odgrywają dominującą rolę w dostawie materiału do koryta Wisły. Prawie 90% zawiesiny odprowadzanej Wisłą pochodzi bowiem z obszaru Karpat (Starkel 2001). Na przedpolu Karpat zaznacza się więc istotny wpływ dopływów na rozwój doliny Wisły. Jest on odzwierciedlony w ewolucji koryta Wisły (wpływ górskiego reżimu hydrologicznego karpackich dopływów), jak również w szerokości dna doliny oraz tempie i typie sedymentacji na równinie zalewowej. Podobne relacje pomiędzy dopływami górskimi a rozwojem koryta i doliny rzeki tranzytowej wystę­pują w systemach fluwialnych innych dużych rzek Europy Środkowej. Odwrotny kierunek relacji między dużą tranzytową doliną a jej dopływami wystę­puje w obszarach młodoglacjalnych (obszary poprzedzające główną strefę depozycji w systemie fluwialnym). W okresie vistulianu obszary te objęte zostały intensywną akumulacją osadów glacjalnych i fluwioglacjalnych. Wraz z postępującą deglacjacją tych obszarów pod koniec vistulianu następowała etapowa ekshumacja dolin głów­nych (np. doliny dolnej Wisły, Łaby, Wezery) spod osadów glacjalnych i fluwiogla­cjalnych. Intensywna erozja wgłębna zachodziła początkowo w nawiązaniu do eta­pów recesji lądolodu, a następnie uzależniona była od ewolucji Bałtyku. Przebieg procesów fluwialnych, zachodzących w tranzytowych dolinach w obszarach mło­doglacjalnych, głównie poprzez zmianę wysokości położenia koryta i dna doliny, odegrał istotną rolę w rozwoju dolin ujściowych odcinków ich dopływów. Wpływ ten był najwyraźniejszy w pierwszych fazach kształtowania się systemu fluwialnego (górny plenivistulian i późny vistulian). Jest on odzwierciedlony w różnym czasie włączania się dolin bocznych w system fluwialny rzek tranzytowych oraz w profilach podłużnych dolin bocznych, gdzie zazwyczaj występuje kilka poziomów erozyjnych. Doliny dopływów były pogłębiane z opóźnieniem w stosunku do faz erozji wgłębnej w dolinie tranzytowej i niektóre z nich (np. dolina Mieni w dorzeczu dolnej Wisły) mają swe koryta w ujściowych odcinkach wykształcone w jednym z poziomów tera­sowych doliny głównej (Andrzejewski 1994). Wyżynne dopływy dużych środkowoeuropejskich rzek położone są w tranzyto­wych strefach systemów fluwialnych (Schumm 1977). Relacja pomiędzy ewolucją 8. ZnacZenie dopływów rZek tranZytowych w ewolucji systemu fluwialnego dużych dolin Europy Środkowej a rozwojem dolin ujściowych odcinków ich dopły­wów jest tu bardziej złożona niż na przedpolu gór lub w obszarach młodoglacjal­nych. Uwarunkowane jest to różną wielkością i dojrzałością subsystemu fluwial­nego dolin bocznych (dolin dopływów wyżynnych) oraz zróżnicowaniem ewolucji doliny rzeki tranzytowej w konkretnych odcinkach. W przypadku dolin rzecznych wyżyn lessowych Europy Środkowej znaczenie ewolucji dolin rzek tranzytowych dla ich rozwoju było związane z wielkością doliny, zróżnicowaniem środowiska przy­rodniczego zlewni (w tym intensywności procesów fluwialnych) oraz z lokalnymi zmianami położenia (wysokości, odległości) koryta rzeki tranzytowej. Wpływ ewo­lucji dolin rzek tranzytowych na rozwój dolin ujściowych odcinków ich dopływów jest bardzo istotny w przypadku niewielkich rzek wyżyn lessowych. Ich zlewnie są współcześnie zazwyczaj zawieszone nad dnem doliny tranzytowej, a koryta w ujścio­wych odcinkach są wykształcone w jednym z poziomów terasowych doliny rzeki tranzytowej. Przykładem takiej niewielkiej doliny położonej na wyżynach lessowych jest dolina Rudnika. W rejonie ujścia Rudnika dno tranzytowej doliny Wisły jest szerokie (6–7 km) i w holocenie dochodziło w nim kilkakrotnie do awulsji koryta isły. Zmiany położenia koryta Wisły (erozja wgłębna w górnym plenivistulianie, dwie fazy awulsji koryta w holocenie) odzwierciedlone zostały w rzeźbie dna doliny Rudnika oraz zmianie jego spadku. Wpływ ewolucji środkowoeuropejskich tranzytowych dolin na rozwój dużych dolin rzecznych wyżyn lessowych jest zdecydowanie mniejszy niż w przypadku niewielkich dolin. Miał on głównie miejsce pod koniec vistulianu, gdy w dolinach dużych rzek wyżyn lessowych następowała intensywna erozja wgłębna w nawiąza­niu do faz erozji w dnie doliny tranzytowej. Przykładem takiej dużej doliny rzecznej położonej na wyżynach lessowych jest dolina Szreniawy. W rejonie ujścia Szreniawy dno tranzytowej doliny Wisły charakteryzuje mniejsza szerokość (ok. 2 km) niż w rejonie ujścia Rudnika. Związane jest to z nadbudowaniem dna doliny Wisły roz­ległymi vistuliańskimi stożkami napływowymi karpackich dopływów. Koryto Wisły spychane przez stożki napływowe karpackich dopływów stopniowo przesuwało się pod krawędź Wyżyny Małopolskiej, co w rozwoju doliny Szreniawy odzwierciedlone zostało w erozji wgłębnej i utrwaleniu meandrowego lub krętego układu jej koryta już pod koniec vistulianu lub na początku holocenu. W młodszym holocenie wpływ ewolucji doliny Wisły na rozwój doliny Szreniawy jest niewielki i odzwierciedlony jedynie w typie sedymentacji na równinie zalewowej. Znaczenie wyżynnych dopływów dla procesów fluwialnych zachodzących w dużych tranzytowych dolinach jest zazwyczaj niewielkie. Głównie przejawia się ono w dostawie materiału zawiesinowego korytami większych rzek odwadniających wyżyny lessowe. Jednak biorąc pod uwagę niewielkie spadki den dolin na wyżynach lessowych oraz denudacyjny lub erozyjno-denudacyjny typ rzeźby tych obszarów, znaczna część osadów pozostaje w obrębie zlewni lessowych. Jedynie podczas więk­ 8. ZnacZenie dopływów rZek tranZytowych w ewolucji systemu fluwialnego szych zdarzeń hydrometeorologicznych materiał klastyczny wynoszony jest poza zlewnie, a więc do dna doliny i koryta rzeki tranzytowej. W przypadku gdy u wylotu niewielkich dolin wyżynnych brak jest rozległych poziomów terasowych w doli­nie rzeki tranzytowej, a dolina boczna charakteryzuje się znacznym spadkiem dna, wpływ niewielkich dopływów wyżynnych na rozwój systemu fluwialnego rzeki tran­zytowej jest zdecydowanie większy. W nawiązaniu do zmian klimatu i działalności człowieka w strefie ujściowej takich wyżynnych dopływów wykształcone zostały stożki napływowe, które nadbudowują aluwia w dolinie rzeki tranzytowej. Znacz­nie rozbudowane stożki napływowe lokalnie mogły wpływać również na przebieg koryta rzeki tranzytowej. Doliny wyżyn lessowych stanowią więc szczególnie cenny obszar w badaniach paleogeograficznych. Analiza pokryw stokowych oraz osadów budujących dna dolin w obszarach lessowych umożliwia realizację szczegółowych badań zmierzają­cych do poznania ewolucji środowiska przyrodniczego w skali lokalnej i regionalnej. 9. Rozwój dolin w ujściowychodcinkach Rzek na wyżynach lessowych Rozwój dolin rzecznych w późnym vistulianie i holocenie był uwarunkowany zmia­nami klimatu, a w ostatnich kilku tysiącleciach także antropogenicznym przekształ­ceniem środowiska przyrodniczego. W rozwoju dolin rzecznych obszarów lessowych Europy Środkowej najwyraźniej zaznaczyły się: etap późnego vistulianu, przełom atlantyku i subboreału oraz okres historyczny. Rozwój dolin w tych obszarach róż­nicuje natomiast zachowanie w dnach dolin osadów późnovistuliańskich i etapy ich erozji oraz rozpoczęcie intensywnej agradacji równin zalewowych w holocenie. Różnice w ewolucji dolin obszarów lessowych Europy wynikają z intensywności procesów fluwialnych w dolinach rzek różnej wielkości, ze zróżnicowania środowi­ska przyrodniczego ich zlewni oraz z niesynchronicznego zagospodarowania tych obszarów przez człowieka w neoholocenie. W dnach dużych dolin rzecznych na Wyżynie Małopolskiej: Nidy (Hakenberg, Lindner 1971, 1973), Nidzicy (Śnieszko 1987; Jersak i in. 1992; Michno 2004) i Rudawy (Rutkowski 1984, 1989b), na Wyżynie Lubelskiej: Bystrzycy (Bałaga, Maruszczak 1981), Huczwy (Nakonieczny 1967) oraz w dorzeczu górnej Odry: Osobłogi (Kli­mek 2002, 2010), Kłodnicy (Wójcicki 2010) występują późnovistuliańskie poziomy erozyjne utworzone wskutek kilkuetapowej erozji wgłębnej powodującej rozcina­nie osadów fluwioglacjalnych. Kopalne poziomy erozyjne zbudowane z osadów gruboziarnistych rozpoznane zostały także w wielu dolinach obszarów lessowych Niemiec: Ilme (Hagedorn, Rother 1992), Wetter (Houben 2003), Altmühl (Hilgart 1995) i Aufsess (Fuchs i in. 2010, 2011), w Holandii: Geul (De Moor, Verstraeten 2008; De Moor i in. 2008), a także w Belgii: Dije (Van Rompaey i in. 2001; Verstra­eten, Poesen 2001; Notebaert i in. 2009, 2011). Pogłębianie den dolin w ujściowych odcinkach rzek wyżyn lessowych następowało w nawiązaniu do etapów późnovi­ 9. Rozwój dolin w ujściowych odcinkach Rzek na wyżynach lessowych stuliańskiej erozji w dolinach rzek tranzytowych Europy, które uwarunkowane były zmianami klimatu. Intensywność erozji wgłębnej w dnach dolin obszarów lesso­wych odzwierciedlona jest w liczbie kopalnych poziomów erozyjnych i głębokości ich występowania (Śnieszko 1987; Houben 1997, 2003; Michno 2004; Kalicki 2006). Zazwyczaj w dolinach o niewielkim spadku dna i znacznej jego szerokości liczba tych poziomów jest mniejsza niż w dolinach, które charakteryzuje większy spadek dna i mniejsza jego szerokość. W ewolucji dużych dolin rzecznych wyżyn lessowych wyraźnie odzwierciedlone są zmiany klimatyczne przełomu vistulianu i holocenu. W dolinach tych (np.: Nidy, Nidzicy, Wieprza, Ilme, Kleine Laaber, Wetter) pod koniec vistulianu lub na początku holocenu nastąpiła zmiana układu koryta z roz­tokowego na meandrowy. Zmiana ta jest jednak wyraźnie opóźniona w stosunku do przemian układu koryta w tranzytowych dolinach Europy. Natomiast w niewiel­kich dolinach rzecznych wyżyn lessowych nie występują kopalne poziomy erozyjne i paleozakola będące odzwierciedleniem zmian klimatycznych przełomu vistulianu i holocenu. We wszystkich dolinach rzecznych obszarów lessowych Europy od początku holocenu dominowała w dnach dolin agradacja. W eoholocenie i mezoholocenie jej tempo było jednak niewielkie. Wyraźna zmiana typu i tempa sedymentacji na równinach zalewowych rozpoczęła się wraz z intensywnym zagospodarowaniem rolniczym obszarów lessowych. Osady holoceńskie w dnach dolin wyżyn lessowych osiągają miąższość zazwyczaj kilku metrów i są one dwudzielne (Ryc. 88). Starsze to osady mineralno-organiczne lub torfy, które były akumulowane w warunkach podmokłego dna doliny we wczesnym lub środkowym holocenie. Młodsze to osady lessopochodne, związane z intensywną erozją stoków w neoholocenie. Wykształce­nie oraz wiek akumulacji tych osadów są bardzo zróżnicowane w poszczególnych dolinach rzecznych, co uwarunkowane było wielkością rzeki i zróżnicowaniem środowiska przyrodniczego jej zlewni. W niektórych dolinach obszarów lesso­wych zróżnicowanie litologiczne osadów holoceńskich na równinach zalewowych oraz rzeźba den tych dolin są także odzwierciedleniem wpływu procesów fluwial­nych zachodzących w dolinach rzek tranzytowych (erozja wgłębna, zasięg wez­brań w dolinach ujściowych odcinków dopływów wyżynnych, awulsja koryta). W młodszym holocenie rozpoczęcie intensywnej agradacji den dolin w obszarach lessowych Europy związane było zazwyczaj z jednoczesnym oddziaływaniem uwa­runkowań (zmian) klimatycznych i intensywnej działalności człowieka. W nie­których dolinach intensywna agradacja den dolin rozpoczęła się w neolicie (np.: w dolinie Nidzicy; Śnieszko 1987; Michno 2004), w innych dopiero w okresie lateń­skim i rzymskim (np.: w dolinie Geul; De Moor i in. 2008, w dolinie Wetter; Lang, Nolte 1999; Houben 2003) lub nawet w VIII w. (w dolinie Grünbach; Hahn 1992) bądź w średniowieczu (w dolinie Altmühl; Hilgart 1995, w dolinie Aufsess; Fuchs i in. 2010, 2011). W dolinach wyżyn lessowych w Niemczech (Grünbach, Wetter) 9. Rozwój dolin w ujściowych odcinkach Rzek na wyżynach lessowych Rycina 88. Schemat budowy den dolin rzecznych na wyżynach lessowych oraz warunki dostawy mate­riału klastycznego do den dolin: 1 – podłoże podczwartorzędowe, 2 – korytowe osady fluwioglacjalne, 3 – późnovistuliańskie osady pozakorytowe, 4 – lessy, 5 – osady lessopochodne, 6 – osady późnovistu­liańskich lub wczesnoholoceńskich paleokoryt, 7 – eo- i mezoholoceńskie osady mineralno-organiczne, 8 – neoholoceńskie osady równin zalewowych, 9 – deluwia, 10 – strefa okresowej depozycji lub rede­pozycji fluwialnej Figure 88. Scheme of river valley floors geology in loess upland areas and conditions for the clastic material supply to the valley floors: 1 – sub-Quaternary bedrock, 2 – fluvioglacial channel sediments, 3 – overbank Late Vistulian sediments, 4 – loess, 5 – loess-derived sediments, 6 – sediments in Late Vistulian or Early Holocene paleochannels, 7 – mineral and organic Eo-Holocene and Meso-Holocene sediments, 8 – Neo-Holocene sediments on floodplains, 9 – deluvial matter, 10 – area of periodic fluvial deposition and redeposition 9. Rozwój dolin w ujściowych odcinkach Rzek na wyżynach lessowych stwierdzono wyraźne regionalne zróżnicowanie tempa akumulacji młodszych osa­dów holoceńskich w dnach dolin. Zdaniem T. Kalickiego (2006) było to efektem nierównomiernego zasiedlenia tych obszarów w okresie neolitu i w epoce brązu. Wzrost tempa agradacji równin zalewowych we wszystkich dolinach tego obszaru nastąpił dopiero w średniowieczu, co spowodowało zamaskowanie starszej rzeźby równin zalewowych. Do podobnych wniosków doszłam prowadząc badania w doli­nie Nidzicy (Michno 2004), gdzie od średniowiecza nastąpiło wyraźne nadbudowa­nie całego dna doliny madami pylastymi (utwory lessopodobne), które przykryły starsze formy fluwialne (kopalne poziomy erozyjne, ostańce erozyjne, starorzecza). Również w dolinie Bystrej na Wyżynie Lubelskiej (Reder i in. 2010; Superson i in. 2011), dolinie Opatówki na Wyżynie Sandomierskiej (Czerwonka 2009), dolinie Mleczki na Wysoczyźnie Kańczuckiej (Klimek i in. 2006; Nogaj-Chachaj, Łanczont 2012), dolinach w dorzeczu górnej Odry, np. Kłodnicy (Klimek 2003; Wójcicki 2010, 2012) i Osobłogi (Klimek 2002, 2010), a także w dolinie Kleine Laaber na Wyżynie Bawarskiej (Heine, Niller 2003) fazy agradacji den dolin są wyraźnie skorelowane z etapami zasiedlenia i gospodarczej działalności człowieka. Również wyniki badań w dolinie Szreniawy wskazują na zróżnicowane tempo agradacji jej dna, będące odzwierciedleniem antropogenicznych zmian środowiska w zlewni. Dla dużych dolin rzecznych obszarów lessowych Europy (np.: Nidzicy, Bystrzycy, Wieprza, Geul, Dijle, Wetter) charakterystyczne jest także znaczne zróżnicowanie osadów holoceńskich w profilach poprzecznych i podłużnych den tych dolin. Uwa­runkowane to było szerokością i spadkiem den dolin oraz lokalnym zróżnicowaniem rzeźby równin zalewowych. Zazwyczaj zróżnicowanie osadów holoceńskich w prze­krojach poprzecznych i profilach podłużnych dolin odzwierciedlone jest w typie i w miąższości osadów oraz tempie agradacji różnych odcinków równin zalewo­wych (Notebaert i in. 2011). W dolinie Bystrzycy na Wyżynie Lubelskiej w szerokich odcinkach dna tej doliny akumulowane były osady mineralno-organiczne i torfy, w wąskich przeważała natomiast depozycja utworów lessopochodnych (Bałaga, Maruszczak 1981). Zróżnicowanie to wskazuje na istotny wpływ szerokości dna doliny Bystrzycy na agradację poszczególnych jego fragmentów. Również badania realizowane w dolinie Nidzicy na Wyżynie Małopolskiej (Michno 2004) wskazują na istotne znaczenie szerokości i spadku dna doliny zarówno dla rozpoczęcia agra­dacji poszczególnych fragmentów równiny zalewowej, jak i dla tempa tej agradacji. Podobne prawidłowości zróżnicowania miąższości i wykształcenia osadów w prze­krojach poprzecznych i profilu podłużnym dna doliny zostały stwierdzone w dolinie Szreniawy. W większości dolin w obszarach lessowych Europy zauważyć można także dia­chronizm narastania osadów pozakorytowych w młodszym holocenie (m.in.: Rut­kowski 1984, 1991; Śnieszko 1987; Hagedorn, Rother 1992; Michno 2004; Rommens i in. 2006; Fuchs i in. 2010, 2011). Zazwyczaj o kilkaset lat wcześniej rozpoczęła się 9. Rozwój dolin w ujściowych odcinkach Rzek na wyżynach lessowych akumulacja neoholoceńskich osadów pozakorytowych w górnych odcinkach dolin i w dolinach bocznych w stosunku do dolin ujściowych odcinków rzek. Opóźnienie sedymentologicznego zapisu denudacji stoków w zlewni w osadach równiny zale­wowej w stosunku do konkretnych katen stokowych zostało także stwierdzone pod­czas badań realizowanych w dolinie Rudnika i dolinie Szreniawy. Istotnym zagadnieniem w rozwoju dolin wyżyn lessowych w Europie jest znacze­nie wielkości rzeki i zróżnicowania rzeźby jej zlewni dla transferu osadów pomię­dzy stokami, dolinami bocznymi i równiną zalewową. Wyniki badań dotyczących bilansu i sposobu przemieszczania materiału klastycznego w zlewniach obszarów lessowych wskazują na istotne zróżnicowanie warunków i kierunku dostawy mate­riału do den dolin. W niewielkich dolinach rzecznych wyżyn lessowych Europy (np. Gulp w Belgii), których zlewnie charakteryzuje denudacyjny typ rzeźby, nawet ponad 80% osadów denudowanych ze stoków jest zatrzymywanych w obrębie wyż­szych teras, u podnóży stoków i w dnach dolin bocznych. Kilkanaście procent osa­dów pozostaje w obrębie równin zalewowych tych dolin, a tylko kilka procent wyno­szonych jest poza zlewnię lessową do doliny tranzytowej (Van Rompaey i in. 2001; Verstraeten, Poesen 2001; Rommens i in. 2005; De Moor, Verstraeten 2008; Note­baert i in. 2009). Agradacja równiny zalewowej w niewielkich dolinach wyżyn les­sowych związana jest więc głównie z dostawą materiału proluwialnego i deluwiów (m.in.: Rommens i in. 2006; Notebaert i in. 2011; Stolz 2011). W dużych dolinach rzecznych wyżyn lessowych (np. Nethen w Belgii i Aufsess w Niemczech), które cha­rakteryzują intensywne procesy fluwialne, tylko 38–58% materiału denudowanego ze stoków pozostaje w dnach dolin bocznych i u podnóży stoków. W obrębie równin zalewowych tych dolin pozostaje 9–23% osadów, a 21–39% materiału wynoszone jest poza zlewnię do dolin rzek tranzytowych (Rommens i in. 2006; Verstraeten i in. 2009; Fuchs i in. 2010, 2011). W dużych dolinach wyżyn lessowych o urozmaiconej rzeźbie zlewni, równiny zalewowe kształtowane są więc głównie przez procesy flu­wialne, a agradacja den dolin związana jest z dostawą materiału na równinę zale­wową bezpośrednio z koryta rzecznego podczas wezbrań (Ryc. 88). W dolinie rzeki Ilme w Niemczech (Hagedorn, Rother 1992) rezultatem intensywnej agradacji dna doliny osadami dostarczanymi bezpośrednio z koryta jest wyraźne nadbudowanie równiny zalewowej w strefie przykorytowej. Odzwierciedlone jest to w miąższości lessopochodnych osadów pozakorytowych w centralnej części dna doliny. Również wyniki badań zrealizowanych w dolinie Szreniawy i dolinie Rudnika wskazują na istotne znaczenie wielkości doliny, rzeźby zlewni i intensywności procesów fluwial­nych dla tempa i sposobu agradacji równiny zalewowej. Opisane powyżej prawidłowości ewolucji dolin rzecznych w obszarach lessowych potwierdzają reprezentatywność doliny Szreniawy i doliny Rudnika nie tylko dla wyżyn lessowych Polski, lecz także dla całej strefy lessowej w Europie. Rozwój doliny Szreniawy i doliny Rudnika nawiązuje do głównych etapów ewolucji innych dolin 9. Rozwój dolin w ujściowych odcinkach Rzek na wyżynach lessowych położonych w obszarach lessowych Polski i Europy. Rozwój większej doliny Szre­niawy, o bardziej zróżnicowanej budowie geologicznej i rzeźbie zlewni, nawiązuje do ewolucji doliny Nidzicy i Opatówki na Wyżynie Małopolskiej, doliny Kłodnicy w dorzeczu górnej Odry oraz wielu dolin na Wyżynie Lubelskiej: Bystrzycy, Huczwy, Żółkiewki i Bystrej. W Europie podobne prawidłowości rozwoju, odzwierciedlone w osadach budujących równinę zalewową, stwierdzono w dolinach: Dijle i Nethen w Belgii, Geul w Holandii oraz wielu dolinach wyżyn lessowych w Niemczech, np.: Ilme, Grünbach oraz Wetter. Z kolei rozwój niewielkiej doliny Rudnika, a zwłasz­cza warunki dostawy osadów do dna doliny i tempo jego agradacji, nawiązują do prawidłowości rozwoju dużych suchych dolin obszarów lessowych w Belgii (rejon Nodebais; Rommens i in. 2005) oraz niewielkich dolin rzecznych: Gulp w Belgii (Notebaert i in. 2011) i Rockenberg w Niemczech (Houben 2008, 2012). Wnioski z badań przeprowadzonych w dolinie Rudnika i dolinie Szreniawy mają więc szer­sze, ponadregionalne znaczenie i odnoszą się do późnovistuliańskiej i holoceńskiej ewolucji dolin rzecznych wyżyn lessowych w Europie. 10. WNIOSKI Dna dolin w obszarach lessowych budują osady mineralne lub mineralno-orga­niczne o kilkumetrowej miąższości. W dużych dolinach rzecznych aluwia holocenu nadbudowują vistuliańskie utwory fluwioglacjalne i późnovistuliańskie osady poza-korytowe. W małych dolinach ich akumulacja rozpoczęła się bezpośrednio na pod­łożu lessowym lub osadach lessopochodnych związanych z denudacją mechaniczną stoków w późnym vistulianie. Wskazuje to na agradacyjny typ den dolin rzecznych w obszarach lessowych. Wykształcenie i miąższość osadów budujących dna tych dolin odzwierciedlają zmiany klimatu, lokalne cechy środowiska przyrodniczego i wpływ działalności gospodarczej człowieka. W późnym vistulianie oraz w eo- i mezoholocenie o kierunku rozwoju dolin rzecznych na wyżynach lessowych decydowały w głównej mierze czynniki ponadre­gionalne – zmiany klimatu. Warunkowały one intensywność mechanicznej lub che­micznej denudacji pokrywy lessowej, a w dużych dolinach rzecznych także zmianę układu koryta z roztokowego na meandrowy. W neoholocenie rozwój dolin rzecz­nych w obszarach lessowych jest efektem nakładania się wpływu czynników klima­tycznych oraz zmiennej w czasie i zróżnicowanej w zlewni antropopresji. Odzwierciedlenie rozwoju dolin rzecznych w obszarach lessowych w formach i osadach dna jest uwarunkowane czynnikami lokalnymi. Wyniki przeprowadzonych badań wskazują na istotne różnice w rozwoju różnej wielkości dolin. Wynikają one z różnej reakcji systemu fluwialnego na zmiany klimatu. Była ona uwarunkowana zróżnicowaniem środowiska przyrodniczego zlewni, reżimem i wielkością rzeki. Duże doliny rzeczne, które charakteryzuje znaczna aktywność procesów fluwial­nych, zróżnicowana budowa geologiczna i rzeźba zlewni, wyraźnie zareagowały na zmiany klimatyczne zachodzące na przełomie vistulianu i holocenu. Zmiana układu koryta w tych dolinach jest jednak wyraźnie opóźniona w stosunku do tranzyto­wych rzek środkowoeuropejskich. Czynnikami decydującymi o opóźnionej reakcji na zmiany klimatu były niewielki spadek den dużych dolin w obszarach lessowych 10. Wnioski oraz znaczna odległość bazy erozyjnej. W małych dolinach rzecznych o denudacyj­nym typie rzeźby, które charakteryzuje niewielki odpływ i mała intensywność proce­sów fluwialnych, fazy aktywności rzek związane ze zmianami klimatu na przełomie vistulianu i holocenu są nieodzwierciedlone w rozwoju koryta i dna doliny. W eo- i mezoholocenie, ze względu na warunki klimatyczne i rozwój szaty roślin­nej ograniczającej denudację stoków, w dolinach rzecznych wyżyn lessowych brak zasadniczych zmian w rozwoju koryt i równin zalewowych. Istotne zmiany w ich ewolucji rozpoczęły się dopiero pod koniec mezoholocenu, gdy w dnach dolin roz­poczęła się intensywna agradacja związana ze zmianami klimatu i działalnością gospodarczą człowieka. W poszczególnych okresach neoholocenu (np. na początku neolitu) antropo­presja miała znaczenie lokalne, w innych (np. środkowy neolit, okres rzymski) ze względu na swój powszechny charakter stała się ona czynnikiem o zasięgu ponad­lokalnym. Modyfikowała – najczęściej wzmacniała – odpowiedź środowiska przy­rodniczego zlewni na zmiany klimatu. Całkowita zmiana typu sedymentacji i wzrost tempa agradacji w dnach dolin pod wpływem antropopresji spowodowały, że uwa­runkowane klimatem neoholoceńskie fazy aktywności fluwialnej w obszarach lesso­wych są trudne, a nawet niemożliwe do rozróżnienia. W obszarach lessowych początek agradacji w dnach dolin rzecznych jest wyraź­nie opóźniony względem rozpoczęcia denudacji stoków w ich zlewniach. Potwier­dza to model diachronizmu narastania osadów w obrębie zlewni. Wskazuje także na istotne znaczenie lokalizacji stanowisk badawczych w obszarach lessowych dla interpretacji paleogeograficznych. Tempo agradacji den dolin w obszarach lessowych w holocenie było i jest współ­cześnie regulowane warunkami dostawy osadów do den dolin. Wielkość doliny, intensywność procesów fluwialnych oraz rzeźba zlewni, w tym zwłaszcza szerokość dna doliny oraz zachowanie wyższych poziomów terasowych i spłaszczeń denuda­cyjnych, decydują o kierunku dostawy materiału do dna doliny oraz o miąższości i wykształceniu budujących go osadów. W dużych dolinach rzecznych wyżyn lesso­wych dna dolin budują głównie osady pozakorytowe. W małych dolinach niewielka gęstość sieci rzecznej oraz brak naturalnych krawędzi morfologicznych wzdłuż doliny głównej sprzyja w wielu odcinkach bezpośredniej dostawie osadów ze sto­ków do jej dna. W zlewniach niewielkich rzek, które charakteryzuje znaczna inten­sywność procesów denudacyjnych, osady stokowe zatrzymywane są także wewnątrz zlewni cząstkowych – w dnach dolin bocznych oraz u podnóży stoków. Prawidłowości transferu osadów w zlewniach obszarów lessowych, zatrzymywa­nie materiału klastycznego w dnach dolin i u podnóży stoków wskazują na duże znaczenie wyżyn lessowych dla badań późnovistuliańskiej i holoceńskiej ewolucji środowiska przyrodniczego w skali lokalnej i regionalnej. Istotnym ograniczeniem w badaniach paleogeograficznych realizowanych na wyżynach lessowych ze względu 10. Wnioski na intensywną agradację w dnach dolin jest jednak brak możliwości prześledzenia ewolucji koryt rzecznych w tych obszarach. Wiele trudności w badaniach nad ewo­lucją dolin w obszarach lessowych sprawia też jednoznaczne, litofacjalne rozróżnie­nie osadów różnych środowisk sedymentacyjnych, szczególnie w przypadku badań opartych jedynie na profilach wierceń geologicznych. Doliny wyżyn lessowych stanowiące dopływy dużych tranzytowych rzek środko­woeuropejskich położone są w tzw. tranzytowych strefach systemów fluwialnych. Relacja pomiędzy ewolucją dolin tranzytowych a rozwojem dolin ujściowych odcin­ków rzek wyżyn lessowych jest bardziej złożona niż na przedpolu gór lub na tere­nach młodoglacjalnych. Uwarunkowane to jest wielkością i dojrzałością subsystemu fluwialnego rzek wyżyn lessowych oraz zróżnicowaniem ewolucji doliny rzeki tran­zytowej w konkretnych odcinkach. Istotne znaczenie dla rozwoju dolin w ujściowych odcinkach rzek wyżyn les­sowych miały głównie zmiany położenia dużych tranzytowych koryt (odległość, wysokość). Bliska lokalizacja tych koryt oraz zmiany wysokości ich położenia decy­dowały zazwyczaj o kilkuetapowej erozji wgłębnej oraz o zmianie spadku w profilu podłużnym dolin dopływów. Znaczna odległość koryt tranzytowych nie sprzyjała natomiast erozji wgłębnej w dolinach bocznych. W rozwoju dolin niewielkich rzek wyżyn lessowych wpływ ewolucji dolin tran­zytowych miał miejsce zarówno pod koniec vistulianu, jak i w holocenie. Nato­miast w rozwoju dolin dużych wyżynnych dopływów relacja między ich rozwojem a ewolucją tranzytowej doliny była istotna zwłaszcza pod koniec vistulianu, gdy w dolinach dużych rzek wyżyn lessowych następowała intensywna erozja wgłębna w nawiązaniu do faz erozji w dnie doliny tranzytowej. W holocenie wpływ ewolucji dolin tranzytowych na rozwój dużych dolin obszarów wyżynnych zapisany jest jedy­nie w zróżnicowaniu osadów równiny zalewowej. Współcześnie znaczenie wyżynnych dopływów dla funkcjonowania systemów fluwialnych środkowoeuropejskich rzek tranzytowych jest zazwyczaj niewielkie. Denudacyjny lub erozyjno-denudacyjny typ rzeźby wyżyn lessowych decyduje o zatrzymywaniu w obrębie zlewni materiału klastycznego, który w niewielkim stopniu dostarczany jest do den dolin i koryt rzek tranzytowych. Jedynie duże rzeki wyżyn lessowych okresowo zasilają system fluwialny rzek tranzytowych. Małe rzeki wyżyn lessowych, ze względu na współcześnie niewielką intensywność procesów fluwialnych, nie mają istotnego znaczenia dla funkcjonowania środkowoeuropej­skich rzek tranzytowych. Podziękowania Praca przedstawia wyniki kilkuletnich badań realizowanych w dolinie Szre­niawy i w dolinie Rudnika. Realizacja badań terenowych możliwa była dzięki pomocy wielu osób. Jestem wdzięczna szczególnie: dr. inż. Mariuszowi Klimkowi, mgr. Mariuszowi Bonieckiemu oraz wielu doktorantom i studentom, którzy na róż­nych etapach chętnie włączali się w prace terenowe. To dzięki ich bezinteresownej pomocy możliwe było wykonanie wierceń geologicznych i pobór prób do szczegó­łowych analiz laboratoryjnych. Panu prof. dr hab. Kazimierzowi Krzemieniowi oraz pracownikom Zakładu Geo­morfologii Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagielloń­skiego dziękuję za dyskusje i cenne uwagi merytoryczne. Dyrekcji i pracownikom IGiGP UJ dziękuję za zainteresowanie tematyką badawczą, serdeczność i wsparcie, które otrzymałam na różnych etapach realizacji badań i pisania pracy. Recenzentowi pracy dr. hab. Wacławowi Florkowi, prof. AP, serdecznie dziękuję za wszystkie uwagi i sugestie, dzięki którym uzupełniłam i poprawiłam pracę przed oddaniem jej do druku. Dziękuję pani Dorocie Trzcince za cenne uwagi podczas adiustacji i korekty języ­kowej, a pani Małgorzacie Ciemborowicz wdzięczna jestem za skład i redakcję tech­niczną książki. Moim Najbliższym dziękuję za wsparcie organizacyjne i finansowe oraz wyrozu­miałość i wiarę w owocne zakończenie pracy. BIBLIOGRAFIA Alexandrowicz S.W., 1983, Zróżnicowanie zespołu mięczaków w osadach vistulianu i holocenu obrzeżenia Gór Świętokrzyskich i Wyżyny Miechowskiej, [w:] Późnovistuliańskie i holoceń­skie zmiany środowiska geograficznego na obszarach lessowych Wyżyny Miechowskiej i Opa­towsko-Sandomierskiej, Materiały Konferencji: Sosnowiec, 11–14 września 1983, Wydaw­nictwo Uniwersytetu Śląskiego, Katowice, 13–20. Alexandrowicz S.W., 1987a, Analiza malakologiczna w badaniach osadów czwartorzędowych, Kwartalnik AGH, Geologia 12(1): ss. 247. Alexandrowicz S.W., 1987b, Malakofauna późnego vistulianu i holocenu środkowej części Wyżyny Małopolskiej, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego 12: 25–58. Alexandrowicz S.W., 1988, The Stratigraphy and Malacofauna of the Holocene Sediments of the Prądnik River Valley, Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 36(2): 109–120. Alexandrowicz S.W., 1989, Stratigraphy and Malacofauna of the Upper Vistulian and Holocene of the Szklarka stream valley (Cracow Upland), Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 37(3–4): 247–260. Alexandrowicz S.W., 1992, Malakofauna i zmiany środowiska południowej Polski w holocenie, Kwartalnik AGH, Geologia 18(3): 5–35. Alexandrowicz S.W., 1996a, Holoceńskie fazy intensyfikacji procesów osuwiskowych w Karpa­tach, Kwartalnik AGH, Geologia 22(3): 223–262. Alexandrowicz S.W., 1996b, Malacofauna of Late Holocene Overbank Deposits in Southern Poland, Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 44(4): 235–249. Alexandrowicz S.W., 1997, Malacofauna of Holocene Sediments of the Prądnik and Rudawa river valleys (Southern Poland), Folia Quaternaria 68: 133–188. Alexandrowicz S.W., Chmielowiec S., 1992, Late Vistulian and Holocene Molluscan Assem­blages of the Bochnia Foothill near Gdów (Southern Poland), Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 40(2): 165–176. Alexandrowicz S.W., Florek W., Zaborowska K., Zachowicz I., 1989, The Słupia upper flood­plain in the vicinity of Słupsk, Pomerania, Poland, Quaestiones Geographicae 11/12: 5–27. BiBliografia Alexandrowicz S.W., Klimek K., Kowalkowski A., Mamakowa K., Niedziałkowska E., Pazdur M., Starkel L., 1981, The evolution of the Wisłoka valley near Dębica during the Late Glacial and Holocene, Folia Quaternaria 53: ss. 91. Alexandrowicz S.W., Szulc J., 1984, Holoceńskie martwice w dolinie Racławki, [w:] J. Rutkowski, L. Starkel (red.), Holocen okolic Krakowa, Materiały Sympozjum: Kraków, 18–20 czerwca 1984, Wydawnictwo AGH, Kraków, 84–93. Alexandrowicz S.W., Wyżga B., 1992, Late Glacial and Holocene evolution of the Raba river valley floor in the vicinity of the Carpathian border, Southern Poland, Quaternary Studies in Poland 11: 17–42. Andrzejewski L., 1984, Dolina Zgłowiączki – jej geneza oraz rozwój w późnym glacjale i holoce­nie, Dokumentacja Geograficzna 3: ss. 84. Andrzejewski L., 1985, Niektóre zagadnienia kształtowania się systemu fluwialnego w późnym glacjale i holocenie na podstawie wybranych dolnych odcinków dopływów dolnej Wisły, Przegląd Geograficzny 57(4): 561–580. Andrzejewski L., 1986, Geomorphological evolution of selected mouth sections of the lower Vistula river tributaries in the Late Glacial and Holocene, Geographia Polonica 52: 19–29. Andrzejewski L., 1991, The course of fluvial deposits processes in the lower Bzura river valley during the last 15 000 years, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part IV, Geographical Studies, Special Issue 6: 147–154. Andrzejewski L., 1994, Ewolucja systemu fluwialnego doliny dolnej Wisły w późnym vistulianie i holocenie na podstawie wybranych dolin jej dopływów, Wydawnictwo Uniwersytetu Miko­łaja Kopernika, Toruń, ss. 112. Antczak B., 1986, Transformacja układu koryta i zanik bifurkacji Warty w Pradolinie War­szawsko-Berlińskiej i południowej części przełomu poznańskiego podczas późnego vistulianu, Wydawnictwo Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza, Poznań, ss. 111. Bałaga K., Maruszczak H., 1981, Rozwój współczesnego dna doliny Bystrzycy w świetle badań torfów w Zemborzycach k. Lublina, Folia Societatis Scientiarum Lublinensis 23, Geografia 2: 61–66. Baścik M., Partyka J., 2011, Wody na Wyżynach Olkuskiej i Miechowskiej. Zlewnie Prądnika, Dłubni i Szreniawy, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagielloń­skiego, Ojcowski Park Narodowy, Kraków–Ojców, ss. 103. Benito G., Baker V.S., Gregory K.J. (red.), 1998, Palaeohydrology and environmental change, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, ss. 353. Berglund B.E., 2003, Human impact and climate changes – synchronous events and a causal link?, Quaternary International 105(1): 7–12. Berglund B.E. (red.), 1986, Handbook of Holocene Palaeoecology and Palaeohydrology, John Wiley & Sons Ltd., New York, ss. 869. Berrisford M.S., Matthews J.A., 1997, Phases of enhanced rapid mass movement and climatic variation during the Holocene: a synthesis, [w:] J.A. Matthews, D. Brunsden, B. Frenzel, B. Gläser, M.M. Weiß (red.), Rapid mass movement as a source of climatic evidence for the Holocene, Paleoklimaforschung 19: 409–440. BiBliografia Bertran P., 2004, Soil erosion in small catchments of the Quercy region (southwestern France) during the Holocene, The Holocene 14: 597–606. Błaszkiewicz M., 1998, Dolina Wierzycy, jej geneza oraz rozwój w późnym plejstocenie i wcze­snym holocenie, Dokumentacja Geograficzna 10: ss. 116. Błaszkiewicz M., Gierszewski P., 1989, Ewolucja rzeźby ujściowego odcinka doliny Wierzycy w świetle analiz form rzeźby, Przegląd Geograficzny 61(3): 319–341. Borgatti L., Soldati M., 2002, The influence of Holocene climatic changes on landslide occur­rence in Europe, [w:] J. Rybar, J. Stemberk, P. Wagner (red.), Landslides, A.A. Balkema, Rot­terdam, 111–116. Borowiec J., 1972, Czarnoziemy Wyżyny Lubelskiej, część 2, Problem genezy, ewolucji i typologii gleb, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 22(2): 39–58. Bravard J.P., Magny M. (red.), 2002, Les fleuves ont une histoire. Paléoenvironnments des rivieres et des lacs français depuis 15 000 ans, Éditions Errance, Paris, ss. 413. Brown A.G., 1990, Holocene floodplain diachronism and inherited downstream variations in fluvial processes: a study of the river Perry, Shropshire, England, Journal of Quaternary Science 5(1): 39–51. Brown A.G., 1997, Alluvial Geoarchaeology: Floodplain Archaeology and Environmental Change, Cambridge University Press, Cambridge, ss. 404. Brown A.G., Quine T.A. (red.), 1999, Fluvial processes and environmental change, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, ss. 413. Brud S., 2004, Palaeogeography of the Western Sandomierz Basin in Late Neogene and Early Quaternary times (Carpathian Foredeep, South Poland), Annales Societatis Geologorum Poloniae 74(1): 63–93. Brud S., Worobiec G., 2003, Wyniki badań makroszczątków roślin z serii witowskiej (połu­dniowa Polska), Przegląd Geologiczny 51(5): 392–401. Brud S., Zuchiewicz W., Rauch M., 2003a, Przejawy młodej tektoniki w obrębie serii witowskiej (zapadlisko przedkarpackie), [w:] W. Zuchiewicz (red.), Neotektonika a morfotektonika: metody badań, Materiały V Ogólnopolskiej Konferencji: Neotektonika Polski, Kraków, 26–27 września 2003, Kraków, 15–23. Brud S., Zuchiewicz W., Rauch M., 2003b, Seria witowska w świetle nowych danych, Przegląd Geologiczny 51(11): 931–932. Brykczyński M., 1986, O głównych kierunkach rozwoju sieci rzecznej Niżu Polskiego w czwar­torzędzie, Przegląd Geograficzny 58(3): 411–440. Bryndal T., Cabaj W., Ciupa T., 2008, Gwałtowne wezbrania małych cieków w Niecce Nidziań­skiej, Przegląd Geograficzny 80(1): 127–146. Bryson R.U., 1989, Late Quaternary volcanic modulation of Milankovitch climate forcing, Theoretical and Applied Climatology 39(3): 115–125. Bryson R.U., Bryson R.A., 1998, Application of a global volcanity time-series on high resolution pale­oclimatic modelling of the Eastern Mediterranean, [w:] A.S. Issar, N. Brown (red.), Water, Envi­ronment and Society in Times of Climatic Change, Kluver Academic Publisher, Dordrecht, 1–19. BiBliografia Bukowy S., 1956, Geologia obszaru między Krakowem a Korzkwią, Biuletyn Instytutu Geolo­gicznego 108: 17–82. Bukowy S., 1968, Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski, 1 : 50 000, ark. Wol­brom (M-34-52D), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 52. Buraczyński J., 1996, Ewolucja doliny górnego Wieprza na Roztoczu w piętrach wisły i holocenu, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 51(8): 117–139. Buraczyński J., Wojtanowicz J., 1960, Rozwój doliny Wisły i Sanu w czwartorzędzie w północ­nej części Niziny Sandomierskiej, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 21(7): 143–184. Cabaj W., Nowak W.A., 1986, Rzeźba Niecki Nidziańskiej, Studia Ośrodka Dokumentacji Fizjograficznej 14: 119–209. Cedro B., 2003, Postglacjalne i holoceńskie osady fluwialne, jeziorno-bagienne i morskie w doli­nie Regi koło Mrzeżyna, [w:] R.K. Borówka, A. Witkowski (red.), Człowiek i środowisko przyrodnicze Pomorza Zachodniego, Oficyna In-Plus, Szczecin, 47–49. Cedro B., 2004a, Rekonstrukcja sedymentacji postglacjalnych i holoceńskich osadów fluwial­nych, morskich i jeziorno-bagiennych doliny Regi w rejonie Mrzeżyna, Dokumentacja Geo­graficzna 31: 29–31. Cedro B., 2004b, Rekonstrukcja zmian środowiskowych zapisanych w vistuliańskich i holoceń­skich osadach doliny Regi w okolicy Mrzeżyna, [w:] M. Błaszkiewicz, P. Giereszewski (red.), Rekonstrukcja i prognoza zmian środowiska przyrodniczego w badaniach geograficznych, Prace Geograficzne IGiPZ PAN 200: 59–67. Cedro B., 2007, Evolution of the River Rega valley near Łobez in late Pleistocene and early Holocene, Geochronometria 28: 55–59. Chambers F.M., Ogle M.J., Blackford J.J., 1999, Palaeoenvironmental evidence for solar forcing of Holocene climate: linkages to solar science, Progress in Physical Geography 23(2): 181–204. Chiverrell R.C., Innes J.B., Blackford J.J., Woodcock J.J., Davey P.J., Tomlinson P.R., Ruther­ford M.M., Thomas G.S.P., 2004, Palaeoecological and archaeological evidence for Bronze Age human activity on the Isle of Man, The Holocene 14(3): 346–360. Chotinski N.A., Starkel L., 1982, Naturalne i antropogeniczne poziomy graniczne w osadach holo­ceńskich Polski i centralnej części Niziny Rosyjskiej, Przegląd Geograficzny 54(3): 201–218. Coulthard T.J., Lewin J., Macklin M.G., 2005, Modelling differential catchment response to environmental change, Geomorphology 69(1–4): 222–241. Cremaschi M., Marchetti M., Ravazzi C., 1994, Geomorphological evidence for land surfaces cleared from forest in the central Poplain (northern Italy) during the Roman period, Paleokli­maforschung 10: 119–132. Czerniawska J., 2007, Rozwój doliny dolnej Łupawy w późnym plejstocenie, Badania Fizjogra­ficzne nad Polską Zachodnią, Seria A – Geografia Fizyczna 58: 21–30. Czerwonka A., 2009, Zapis zmian klimatu i dizłalnosci człowieka w biogenicznych osadach doliny Opatówki w rejonie Wilczyc, praca magisterska, Archiwum Zakładu Geografii Fizycznej i Paleogeografii UMCS, Lublin, ss. 52, http://ines.13k.pl/, pdf. (dostęp: 20.11.2012). BiBliografia Czyżowska E., 1996, Skutki geomorfologiczne i sedymentologiczne gwałtownej ulewy w dolinie Kalinki 15 września 1995 (Wyżyna Miechowska), Przegląd Geologiczny 44(8): 813–816. Czyżowska E., 1997a, Charakterystyka sedymentologiczna osadów deluwialnych, proluwial­nych i aluwialnych, [w:] L. Starkel (red.), Rola gwałtownych ulew w ewolucji rzeźby Wyżyny Miechowskiej (na przykładzie ulewy w dniu 15 września 1995 roku), Dokumentacja Geogra­ficzna 8: 63–75. Czyżowska E., 1997b, Zapis zdarzeń powodziowych na pograniczu boreału i atlantyku w osa­dach stożka napływowego w Podgrodziu, Dokumentacja Geograficzna 5: ss. 74. Davis P.T., Menounos B., Osborn G., 2009, Holocene and latest Pleistocene alpine glacier fluctuations: a global perspective, Quaternary Science Reviews 28(21–22): 2021–2033. De Moor J.J.W., Kasse C., Van Balen R., Vandenberghe J., Wallinga J., 2008, Human and climate impact on catchment development during the Holocene – Geul River, the Netherlands, Geomorphology 98: 316–339. De Moor J.J.W., Verstraeten G., 2008, Alluvial and colluvial sediment storage in the Geul river catchment (The Netherlands) – Combining field and modelling data to construct a Late Holo­cene sediment budget, Geomorphology 95(3–4): 487–503. De Smedt P., 1973, Paleogeografie en kwartair-geologie van het confluentiegebied Dijle-Demer, Acta Geographica Lovaniensia 11: ss. 141. Digerfeldt G., 1988, Reconstruction and regional correlation of Holocene lake – level fluctuations in Lake Bysjon, South Sweden, Boreas 17(2): 165–182. Dobrowolski R., Pidek I.A., Gołub S., Dzieńkowski T., 2010, Environmental changes and human impact on Holocene evolution of the Horodyska river valley (Lublin Upland, East Poland), Geochronometria 35: 35–47. Dobrzańska H., Kalicki T., 2003, Człowiek i środowisko w dolinie Wisły koło Krakowa w okresie od I do VII w. n.e., Archeologia Polski 48(1–2): 25–55. Dobrzańska H., Kalicki T., 2004, Man and environment in the Vistula river valley near Cracow from the 1st to the 7th century AD, [w:] H. Dobrzańska, E. Jerem, T. Kalicki (red.), The Geo­archaeology of river valleys, Archaeolinqua, Series Minor 18: 105–141. Dotterweich M., 2005, High-resolution reconstruction of a 1300 year old gully system in northern Bavaria, Germany: basis for modelling long-term human-induced landscape evolution, The Holocene 15(7): 994–1005. Dwucet K., Śnieszko Z., 1995a, Neopleistocene loess cover evolution. An example from the Odonów sedimentary succesion (southern Poland), Biuletyn Peryglacjalny 35: 7–44. Dwucet K., Śnieszko Z., 1995b, Stanowisko Odonów, odsłonięcie lessów, [w:] T. Szczypek (red.), Procesy geomorfologiczne, zapis w rzeźbie i osadach, Materiały III Zjazdu Geomorfologów Polskich: Sosnowiec, 27–29 września 1995, Wydział Nauk o Ziemi UŚ, Sosnowiec, 36–45. Dwucet K., Śnieszko Z., 2003, Intensity of soil water erosion in Holocene in loess areas of Poland, Geomorfologický sborník 2: 17–22. Dylik J., Dylikowa A., 1960, Periglacial Symposium 1958 comte rendu des excursion du 19 au 30 septembre 1958, Biuletyn Peryglacjalny 8: 81–132. BiBliografia Dynowska I., 1964, Obieg wody na obszarze zbudowanym z marglu kredowego na przykła­dzie dorzecza górnej Szreniawy, Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego 80, Prace Geograficzne 8, Prace Instytutu Geograficznego 30: ss. 122. Dynowska I., 1978, Charakter krążenia wód podziemnych w obrębie Wyżyny Krakowsko­Wieluńskiej i Miechowskiej, Folia Geographica, Series Geographica Physica 11: 99–110. Dynowska I., 1983, Źródła Wyżyny Krakowsko-Wieluńskiej i Miechowskiej, Studia Ośrodka Dokumentacji Fizjograficznej 11: ss. 243. Dynowska I., 1986a, Charakterystyka rzek i dolin Niecki Nidziańskiej, Studia Ośrodka Doku­mentacji Fizjograficznej 14: 273–294. Dynowska I., 1986b, Obieg wody w Niecce Nidziańskiej, Studia Ośrodka Dokumentacji Fizjo­graficznej 14: 295–309. Dziewański J., Starkel L., 1962, Dolina Sanu między Soliną a Zwierzyniem w czwartorzędzie, Prace Geograficzne IG PAN 36: ss. 86. Dżułyński S., Krysowska-Iwaszkiewicz J., Oszast J., Starkel L., 1968, O staroczwartorzędowych żwirach w Kotlinie Sandomierskiej, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 2: 63–76. Fajer M., 2004, Morfologiczne i geologiczne uwarunkowania rozwoju doliny Liswarty w holoce­nie, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego 32: ss. 108. Falkowski E., 1967, Ewolucja holoceńskiej Wisły na odcinku Zawichost – Solec i inżyniersko­-geologiczna prognoza jej dalszego rozwoju, Biuletyn Instytutu Geologicznego 198: 57–150. Falkowski E., 1971, Historia i prognoza rozwoju układu koryta wybranych odcinków rzek nizin­nych Polski, Biuletyn Geologiczny Uniwersytetu Warszawskiego 12: 5–121. Falkowski E., 1975, Variability of channel processes of lowland rivers in Poland and changes of the valley floors during the Holocene, Biuletyn Geologiczny Uniwersytetu Warszawskiego 19: 45–78. Falkowski E., 1982, Some regularities of the valley floor evolution of the Middle Vistula river valley, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part I, Geographical Studies, Special Issue 1: 9–20. Florek W., 1982, Development of the lower Bóbr valley floor with emphasis on the late Holocene, Quaestiones Geographicae 8: 91–119. Florek W., 1983, Młodoholoceński etap rozwoju dna doliny dolnego Bobru, Przegląd Geogra­ficzny 55(1): 33–61. Florek W., 1984, Niektóre problemy sedymentologiczne związane z budową teras środkowo- i młodoholoceńskich dolnego Bobru, Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 54(3–4): 397–410. Florek W., 1988a, Postglacial and Holocene development of the Słupia valley, Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 36(2): 121–132. Florek W., 1988b, The Słupia valley in the vinicity of Słupsk towards the close of the Vistulian and in the Holocene, Geographia Polonica 53: 67–84. Florek W., 1989a, Cechy sedymentologiczne i wiek osadów równiny zalewowej Słupi, Prace i Studia Geograficzne 9: 75–103. BiBliografia Florek W., 1989b, Postglacjalna ewolucja doliny Słupi, Studia i Materiały Oceanologiczne 56, Geologia Morza 4: 237–249. Florek W., 1991, Postglacjalny rozwój dolin rzek środkowej części północnego skłonu Pomorza, Wyższa Szkoła Pedagogiczna, Słupsk, ss. 238. Florek W., 1992, Rozwój doliny Łupawy w późnym vistulianie i holocenie, [w:] K. Korzeniew­ski (red.), Zlewnia przymorskiej rzeki Łupawy i jej jeziora, Wyższa Szkoła Pedagogiczna, Słupsk, 9–41. Florek W., 1993, Główne etapy rozwoju koryt i dolin rzecznych środkowego Przymorza w póź­nym vistulianie i holocenie, [w:] W. Florek (red.), Geologia i geomorfologia środkowego Pobrzeża i Południowego Bałtyku, Wyższa Szkoła Pedagogiczna, Słupsk, 279–301. Florek W., 1996, Late Vistulian and Holocene development of the North Pomeranian river valleys and the influence of South Baltic neotectonics, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplement-Band 102: 169–183. Florek W., 1997a, Climatic and antropogenic impulses in the Late Vistulian and Holocene development on the river channels and valleys of the Baltic Costal region and Pomerania, Landform Analysis 1: 41–50. Florek W., 1997b, Późnovistuliańska i holoceńska ewolucja koryt i dolin rzecznych Przymorza, [w:] L. Andrzejewski (red.), Procesy, formy i osady fluwialne na obszarze młodoglacjalnym Niżu Polskiego, Materiały Warsztatów Terenowych: Toruń–Słupsk, 18–21 czerwca 1997, Instytut Geografii UMK, Toruń, 23–24. Florek W. (red.), 1989, Ewolucja doliny Słupi w późnym vistulianie i holocenie, Zeszyty Naukowe AGH, Geologia 15(1–2): ss. 218. Florek E., Florek W., 1986, Age and the development of the Słupia river floodplain terrace, Pomerania, Poland, Quaternary Studies in Poland 7: 5–24. Folk R.L., Ward W.C., 1957, Brazos River bar, a study in the significance of grain-size parameters, Journal of Sedimentary Petrology 29: 3–27. Forysiak J., 2005, Rozwój doliny Warty między Burzeniem i Dobrowem po zlodowaceniu warty, Acta Geographica Lodziensia 90: ss. 116. Forysiak J., Obremska M., Pawłowski D., Kittel P., 2010, Late Vistulian and Holocene changes in the Ner river valley in light of geological and palaeoecological data from the Ner-Zawada peatland, Geologija 52: 25–33. Forysiak J., Petera J., 2004, Holoceńska ewolucja systemu wielokorytowego Warty w okolicach Koźmina, Acta Geographica Lodziensia 88: 27–40. Frenzel B., 2000, Datiert der klimawirksame Eingriff des Menschen in der Haushalt der Natur erst aus dem beginnenden Industriezeitalter?, Rundgespräche der Kommission für Ökologie 18, Entwicklung der Umwelt seit der letzten Eiszeit, 33–46. Frenzel B., Vandenberghe J., Kasse C., Bohncke S., Glaser B. (red.), 1995, European River Activity and Climatic Change during the Lateglacial and Early Holocene, Paleoklimaforschung 14: ss. 266. BiBliografia Friedberg W., 1903, Atlas Geologiczny Galicji, objaśnienia do z. 16, arkusze: Dębica, Rzeszów, Rudnik, Polska Akademia Umiejętności, Kraków. Fuchs M., Fischer M., Reverman R., 2010, Colluvial and alluvial sediment archives temporally resolved by OSL dating: Implications for reconstructing soil erosion, Quaternary Geochro­nology 5: 269–273. Fuchs M., Will M., Kunert E., Kreutzer S., Fischer M., Reverman R., 2011, The temporal and spatial quantification of Holocene sediment dynamics in a meso-scale catchment in northern Bavaria, Germany, The Holocene 21(7): 1093–1104. Gaillard M.J., 1985, Postglacial palaeoclimatic changes in Scandinavia and Central Europe. A tentative correlation based on studies of lake level fluctuations, Ecologia Mediterranea 11: 159–175. Galon R., 1934, Dolina Dolnej Wisły, jej kształt i rozwój na tle dolnego Powiśla, Badania Geograficzne nad Polską Zachodnią, Seria A – Geografia Fizyczna 12/13: ss. 111. Galon R., 1953, Morfologia doliny i sandru Brdy, Studia Societatis Scientiarum Torunensis 1, Sectio C – Geographia et Geologia 6: ss. 115. Galon R., 1961, Morphology of the Noteć-Warta (or Toruń-Eberswalde) ice marginal streamway, Geographical Studies IG PAN 29: ss. 129. Galon R., 1967, Czwartorzęd Polski Północnej, [w:] R. Galon (red.), Czwartorzęd Polski, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, 106–166. Galon R., 1968, Ewolucja sieci rzecznej na przedpolu zanikającego lądolodu, Prace Geogra­ficzne IG PAN 74: 101–120. Gardziel Z., Harasimiuk M., Jezierski W., Pawłowski A., Zgłobicki W., 2006, Erozja wąwozowa w zachodniej części Płaskowyżu Nałęczowskiego, Przegląd Geologiczny 54(9): 768–776. Gawrysiak L., Reder J., Zagórski P., 1998, Rzeźba i osady czwartorzędowe dorzecza Wojsławki (Działy Grabowieckie), Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 53(5): 89–108. Gębica P., 1995a, Ewolucja doliny Wisły pomiędzy Nowym Brzeskiem a Opatowcem w vistulia­nie i holocenie, Dokumentacja Geograficzna 2: ss. 91. Gębica P., 1995b, Evolution of the Vistula valley and alluvial fans of the Raba and Uszwica rivers between Uście Solne and Szczurowa in the Vistulian and Holocene, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part V, Geographical Studies, Special Issue 8: 31–50. Gębica P., 1997, Przebieg akumulacji fluwialnej i eolicznej na terasie lessowej Wisły na wschód od Niepołomic, [w:] M. Łanczont (red.), Glacjał i peryglacjał Kotliny Sandomierskiej i Przedgórza Karpat w okolicy Przemyśla, Materiały Seminarium Terenowego: Krasiczyn, 22–24 września 1997, Zakład Geografii Fizycznej i Paleogeografii UMCS, Lublin, 15–17. Gębica P., 1998, Profil lessów w Szpitarach koło Brzeska Nowego, [w:] Współczesne procesy mor­fologiczne i ewolucja rzeźby progu Karpat i ich przedpola, Materiały Konferencji: Kraków– Łazy, 7–10 września 1998, Instytut Geografii UJ, Kraków, 97–101. BiBliografia Gębica P., 2004, Przebieg akumulacji rzecznej w górnym vistulianie w Kotlinie Sandomierskiej, Prace Geograficzne IGiPZ PAN 193: ss. 229. Gębica P., Płoskonka D., 2008, Geneza, litologia i wiek równiny zalewowej Wisłoka w Rynnie Podkarpackiej (na podstawie wierceń w Woli Małej w rejonie Łańcuta), [w:]: A. Kostrzewski (red.), V Seminarium: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych, Poznań, 20–21 listopada 2008, Instytut Paleogeografii i Geoekologii UAM, Poznań, 28–32. Gębica P., Płoskonka D., Kalynovyc N., 2009a, Origin, lithology and age of the Holocene terrace of the Wisłok River in the Sandomierz Basin, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 43: 77–96. Gębica P., Starkel L., 1987, The evolution of the Vistula river valley at the northern margin of the Niepołomice Forest during the last 15 000 years, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part II, Geographical Studies, Special Issue 4: 71–86. Gębica P., Superson J., 2003, Vistulian and Holocene evolution of the Wisłok river in the northern margin of the sub-Carpathian trough, [w:] A. Kotarba (red.), Holocene and Late Vistulian paleogeography and paleohydrology, Prace Geograficzne IGiPZ PAN 189: 209–223. Gębica P., Szczepanek K., Wieczorek D., 2009b, Late Vistulian alluvial filling in the San river valley in the Carpathian Foreland (north of Jarosław town), Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 43: 39–61. Gilewska S., 1958, Rozwój morfologiczny wschodniej części Wyżyny Miechowskiej, Prace Geograficzne IG PAN 13: ss. 71. Gilewska S., Starkel L., 1980, Rzeźba miejskiego woj. krakowskiego, Folia Geographica, Series Geographica Physica 13: 33–50. Ginter B., Kozłowski J.K., Sobczyk K., 1987, The Late Glacial environment and Palaeolithic Cultures in the Upper Vistula Basin, [w:] J.M. Burdukiewicz, M. Kobusiewicz (red.), Late Glacial in Central Europe. Culture and environment, Ossolineum, Wrocław–Warszawa– Kraków–Gdańsk–Łódź. Godłowska M., Kozłowski J.K., Starkel L., Wasylikowa K., 1987, Neolithic settlement at Pleszów and changes in the natural environment in the Vistula valley, Przegląd Archeologiczny 34: 133–159. Gonera P., 1986, Zmiany geometrii koryt meandrowych Warty na tle wahań klimatycznych w późnym vistulianie i holocenie, Zeszyty Naukowe UAM, Geografia 33: ss. 84. Gradziński R., 1993, Mapa geologiczna obszaru krakowskiego, bez utworów czwartorzędowych i lądowych utworów trzeciorzędowych, 1 : 100 000, Instytut Nauk Geologicznych PAN, Muzeum Geologiczne, Kraków. Gradziński R., Unrug R., 1959, Geneza i wiek „serii witowskiej”, Rocznik Polskiego Towarzy­stwa Geologicznego 29(2): 181–195. Gregory K.J. (red.), 1983, Background to Palaeohydrology: A Perspective, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, ss. 486. Gregory K.J., Benito G. (red.), 2003, Palaeohydrology. Understanding global change, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, ss. 410. BiBliografia Gregory K.J., Starkel L., Baker V.R., 1995, Global Continental Palaeohydrology, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, ss. 334. Grzybowski J., 1976, Wstępna charakterystyka sedymentologiczna kopalnych osadów Koprzy­wianki (Wyżyna Sandomierska), Prace i Studia Instytutu Geograficznego Uniwersytetu Warszawskiego 17, Geografia Fizyczna 7: 77–88. Gurnell A., Petts G. (red.), 1995, Changing river channels, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, ss. 444. Hagedorn J. (red.), 1995, Late Quaternary and present-day fluvial processes in Central Europe, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplement-Band 100: ss. 203. Hagedorn J., Rother N., 1992, Holocene floodplain evolution of small rivers in the uplands of Lower Saxony, Germany, Geomorphology 4(6): 423–432. Hahn H.U., 1992, Die morphogenetische Wirksamkeit historischer Niederschläge, Die Besselber­gäcker und die Grünbachau – ein Beispiel aus dem Taubereinzugsgebiet, Würzburger Geo­graphische Arbeiten 47: ss. 196. Hajdukiewicz H., 2010, Późnovistuliański i holoceński rozwój dolin dorzecza Małoszówki, Prace Geograficzne IGiGP UJ 123: 63–81. Hakenberg M., Lindner L., 1971, Stratygrafia osadów czwartorzędowych w dolinie środkowej Nidy, Acta Geologica Polonica 21(2): 435–444. Hakenberg M., Lindner L., 1973, Holoceński rozwój doliny środkowej Nidy, Acta Geologica Polonica 23(2): 433–444. Hammer C.U., Clausen H.B., Dansgaard W., 1980, Greenland ice sheet evidence of post-glacial volcanism and its climatic impact, Nature 288: 230–235. Harasimiuk M., 1991, Vistulian glacial cycle of the fluvial processes development in the valley of the middle Wieprz river (SE Poland), Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 46(5): 81–109. Harasimiuk M., Superson J., Szwajgier W., 2000, Klimat a czynniki regionalne i lokalne w prze­biegu procesów morfogenetycznych zachodzących na przełomie vistulianu i holocenu w doli­nach regionu lubelskiego, [w:] B. Jaśkowski, R. Sołtysik (red.), Geomorfologia gór i wyżyn w Polsce – kontrowersje i nowe spojrzenia, Materiały Konferencji: Wólka Milanowska, 16–19 maja 2000, Instytut Geografii WSP, Kielce, 25–27. Harasimiuk M., Superson J., Szwajgier W., 2002a, Klimatyczne, regionalne i lokalne czynniki warunkujące przebieg procesów morfogenetycznych w dolinach regionu lubelskiego na prze­łomie vistulianu i holocenu, [w:] B. Jaśkowski (red.), Zagadnienia geomorfologii gór i wyżyn w Polsce, Prace Instytutu Geografii Akademii Świętokrzyskiej w Kielcach 6: 65–88. Harasimiuk M., Superson J., Szwajgier W., 2002b, Zmiany systemów depozycyjnych w dolinach rzecznych regionu lubelskiego podczas późnego vistulianu i holocenu, [w:] K. Turkowska, D. Dzieduszyńska (red.), Transformacja systemów fluwialnych i stokowych w późnym vistu­lianie i holocenie, Materiały Konferencji: Łodź–Uniejów, 25–27 września 2007, Katedra Badań Czwartorzędu UŁ, Łódź, 11–13. BiBliografia Harasimiuk M., Szwajgier W., 2004, Ewolucja doliny Bugu na wołyńskim i poleskim odcinku w okresie późnego Vistulianu i w Holocenie, Europa Barbaria, Manumenta Studia Gothica IV, Wydawnictwo UMCS, Lublin, 147–155. Harrison S., Prentice J.C., Wick L., 1993, Climatic controls on Holocene lake-level changes in Europe, Climate Dynamics 8: 189–200. Heine K., Niller H.P., 2003, Human and climate impacts on the Holocene landscape develop­ment in Southern Germany, Geographia Polonica 76(2): 109–122. Hilgart M., 1995, Die geomorphologische Entwicklung des Altmühl- und Donautales im raum Dietfurt-Kelheim-Regensburg im jünger Quartar, Forschungen zur Deutschen Landes­kunde 242: ss. 336. Hönscheidt S., 1998, Böden und Kolluvien im Umfeld der bandkeramischen Siedlung, [w:] R. Krause (red.), Die bandkeramischen Siedlungsgrabungen bei Vaihingen an der Enz, Kreis Lud­wigsburg (Baden-Württemberg), Bericht der Römisch-Germanischen Kommission 79: 46–57. Houben P., 1997, Late-glacial and Holocene fluvial sedimentation in a small upland catchment in Hesse (Germany), Zeitschrift für Geomorphologie 41(4): 461–478. Houben P., 2003, Spatio-temporally variable response of fluvial systems to Late Pleistocene climate change: a case study from central Germany, Quaternary Science Reviews 22: 2125–2140. Houben P., 2008, Scale linkage and contingency effects of field-scale and hillslope-scale controls of long-term soil erosion: Anthropogeomorphic sediment flux in agricultural loess watersheds of Southern Germany, Geomorphology 101: 172–191. Houben P., 2012, A sediment budget for Rockenberg catchment after 7500 years of arable cultivation, Wetterau loess basin, Germany, Quaternary Science Reviews 52: 12–23. Houben P., Burggraaf P., Hoffmann T., Kleefeld K., Zimmermann A., Dikau R., 2007, Reconstructing Holocene land-use change and sediment budgets in the Rhine system, Past Global Changes News 15(1): 17–18. Houben P., Hoffmann T., Zimmermann A., Dikau R., 2006, Land use and climatic impacts on the Rhine system (RheinLUCIFS): Quantifying sediment fluxes and human impact with available data, Catena 66(1–2): 42–52. Howard A.J., Macklin M.G., Black S., Hudson-Edwards K., 2000, Holocene river develop­ment and environmental change in Wharfedale, Yorkshire Dales, northern England, Journal of Quaternary Science 15(3): 239–252. Issar A.S., 2003, Climate changes during the Holocene and their impact on Hydrological Systems, International Hydrology, Series: International Hydrological Programme – UNESCO, Cambridge University Press, ss. 144. Izmaiłow B., Michno A., 2009, Geomorfologiczne uwarunkowania zagospodarowania obsza­rów lessowych na przykładzie Płaskowyżu Proszowickiego w rejonie Koszyc, [w:] Z. Górka, A. Zborowski (red.), Człowiek i rolnictwo, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, 121–133. Jahn A., 1957, Przyczynki do znajomości teras karpackich, Czasopismo Geograficzne 28(2): 171–185. BiBliografia Jersak J., 1973, Litologia i stratygrafia lessu wyżyn południowej Polski, Acta Geographica Lodziensia 32: ss. 139. Jersak J., 1985, Loess section at Odonów, [w:] H. Maruszczak (red.), Problems of the Stratygra­phy and Paleogeography of Loesses, Guide-book of the International Symposium: Lublin, 6–10 września 1985, UMCS, Lublin, 172–175. Jersak J., Sendobry K., Śnieszko Z., 1992, Postwarciańska ewolucja wyżyn lessowych w Polsce, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego 1227: ss. 198. Jersak J., Śnieszko Z., 1983, Rozwój rzeźby miechowskiego i opatowsko-sandomierskiego płata lessowego w późnym vistulianie i holocenie, [w:] Późnovistuliańskie i holoceńskie zmiany środowiska geograficznego na obszarach lessowych Wyżyny Miechowskiej i Opatowsko-San­domierskiej, Materiały Konferencji: Sosnowiec, 11–14 września 1983, Wydawnictwo Uni­wersytetu Śląskiego, Katowice, 12–20. Jersak J., Śnieszko Z., 1987, Zmiany środowiska geograficznego w późnym vistulianie i holocenie na obszarach lessowych Wyżyny Miechowskiej i Opatowsko-Sandomierskiej, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego 712: 7–24. Johnstone E., Macklin M.G., Lewin J., 2006, The development and application of a database of radiocarbon dated Holocene fluvial deposits in Great Britain, Catena 66(1–2): 14–23. Jonasson C., 1993, Holocene debris-flows activity in northern Sweden, Paleoklimaforschung 11: 179–195. Jones R., Benson-Evans K., Chambers F.M., 1985, Human influence upon sedimentation in Llagorse Lake-Wales, Earth Surface Processes and Landforms 10: 227–236. Kaczmarzyk J., 2008, Holoceńska paleohydrologia środkowej Wieprzy w świetle cech sedymen­tologicznych osadów korytowych, Akademia Pomorska, Słupsk, ss. 142. Kaczmarzyk J., Florek W., Olszak I., 2008, Górnoholoceńskie i współczesne formy i osady poza-korytowe w dolinie środkowej Wieprzy, Landform Analysis 7: 80–94. Kalicki T., 1987, Late Glacial paleochannel of the Vistula river in Kraków–Nowa Huta, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 21: 93–108. Kalicki T., 1988, Holocene climatic changes as reflected in morphology and alluvia of the Upper Vistula valley, [w:] M. Pecsi, L. Starkel (red.), Paleogeography of Carpathians regions, Geographical Research Institute of Hungarian Academy of Sciences, Budapest, 171–179. Kalicki T., 1991a, Holoceńskie generacje paleomeandrów Wisły w rejonie Krakowa, Kwartalnik AGH, Geologia 17(1–2): 25–66. Kalicki T., 1991b, The evolution of the Vistula river valley between Cracow and Niepołomice in a late Vistulian and Holocene times, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part IV, Geographical Studies, Special Issue 6, 11–37. Kalicki T., 1992a, The structure and age of the Drwień depression interrupting the Vistula floodplain east of Cracow (South Poland), Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 25–26: 89–113. Kalicki T., 1992b, Zmiany rozwinięcia Wisły pod Krakowem w późnym Vistulianie w świetle nowych stanowisk w Pleszowie i Łęgu, Folia Geographica, Series Geographica Physica 23: 111–124. BiBliografia Kalicki T., 1996, Reconstruction of phases of the “black oaks” accumulation and of flood phases, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special Issue 9: 61–78. Kalicki T., 1997, The reflection of climatic changes and human activity on sediments of small Forecarpathian tributaries of the Vistula river near Cracow, Poland, Studia Geomorpho­logica Carpatho-Balcanica 31: 129–141. Kalicki T., 2000, Grain size of the overbank deposits as carriers of paleogeographical information, Quaternary International 72(1): 107–114. Kalicki T., 2006, Zapis zmian klimatu oraz działalności człowieka i ich rola w holoceńskiej ewolucji dolin środkowoeuropejskich, Prace Geograficzne IGiPZ PAN 204: ss. 348. Kalicki T., Dobrzańska H., Calderoni G., 2005, Paleogeografia doliny Wisły poniżej Niepoło­mic w okresie rzymskim, [w:] A. Kotarba, K. Krzemień, J. Święchowicz (red.), Współczesna ewolucja rzeźby Polski, Materiały VII Zjazdu Geomorfologów Polskich: Kraków, 19–22 września 2005, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, 171–176. Kalicki T., Krąpiec M., 1991a, Black oaks and Subatlantic alluvia of the Vistula in the Branice­-Stryjów near Cracow, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part IV, Geographical Studies, Special Issue 6: 39–61. Kalicki T., Krąpiec M., 1991b, Subboreal black oaks identified from the Vistula alluvia at Grabie near Cracow (South Poland), Kwartalnik AGH, Geologia 17(1–2): 155–171. Kalicki T., Krąpiec M., 1995, “Black oaks” in the recent centuries alluvia of the Vistula river at Wolica near Cracow (South Poland), [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part V, Geographical Studies, Special Issue 8: 19–29. Kalicki T., Krupa J., 2009, Changes of river pattern in the Czarna Nida river valley (central Poland) since the Lateglacial – preliminary results, Kvarter 15, Sbornik Abstract 2009, Brno, 26 listopada 2009, 16–17. Kalicki T., Pietrzak M., 1999, Climate changes and human impact reflected in large and small basins in the Polish Carpathians, Boletim Goiano de Geografia, Special Issue 19(1): 94–95. Kalicki T., Pietrzak M., 2004, Climatic and antropogenic signals in the Subatlantic sediments of small Forecarpathians valley, [w:] Abstract book 10th Annual Meeting of European Association of Archaeologists: Lyon, 8–11 września 2004, Lyon, 139. Kalicki T., Starkel L., 1987, The evolution of the Vistula river valley downstream of Cracow during last 15 000 years, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part II, Geographical Studies, Special Issue 4: 51–70. Kalicki T., Starkel L., Sala J., Soja R., Zernickaya V.P., 1996, Subboreal paleochannel system in the Vistula valley near Zabierzów Bocheński (Sandomierz Basin), [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special Issue 9: 129–158. Kalicki T., Zernickaya W.P., 1995, Paleogeography of the Vistula valley near Cracow based on sedi­ments and palynology of the Alleröd paleochannel fill, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part V, Geographical Studies, Special Issue 8, 9–18. BiBliografia Kamiński J., 1993, Późnoplejstoceńska i holoceńska transformacja doliny Moszczenicy jako rezultat zmian środowiska naturalnego oraz działalności człowieka, Acta Geographica Lodziensia 64: ss. 104. Karlen V., 1991, Glacier fluctuations in Scandinavia during the last 9 000 years, [w:] L. Starkel, K.J. Gregory, J.B. Thornes (red.), Temperate Palaeohydrology, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, 395–412. Khotinsky N.A., 1984, Holocene climatic changes, [w:] A.A. Velichko (red.), Late Quaternary Environments of the Soviet Union, University of Minnesota Press, Minneapolis, 305–312. Klatka T., 1958, Muły antropogeniczne doliny Świśliny i ich dynamiczna interpretacja, Acta Geographica Lodziensia 8: 165–93. Klimaszewski M., 1934, Z morfogenezy polskich Karpat Zachodnich, Wiadomości Geogra­ficzne 12: 30–44. Klimaszewski M., 1937, Morfologia i dyluwium doliny Dunajca od Pienin po ujście, Prace Instytutu Geografii UJ 18: ss. 54. Klimaszewski M., 1948, Polskie Karpaty Zachodnie w okresie dyluwialnym, Prace Wrocław­skiego Towarzystwa Naukowego, Series B 7: ss. 236. Klimaszewski M., 1971, The effect of solifluction processes on the development of mountain slopes in the Beskidy (Flysch Carpathians), Folia Quaternaria 38: ss. 18. Klimek K., 1974, The structure and mode of sedimentation of the flood-plane deposits in the Wisłoka valley (South Poland), Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 8: 136–151. Klimek K., 1987, Vistula valley in the eastern part of the Oświęcim Basin during the Upper Vistulian and Holocene, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part II, Geographical Studies, Special Issue 4: 13–29. Klimek K., 1988, An early anthropogenic alluviation in the Subcarpathian Oświęcim Basin, Poland, Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 36(2): 159–169. Klimek K., 2000, The Sudetic tributaries of Upper Odra transformation during the Holocene period, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 34: 27–45. Klimek K., 2002, Human-induced overbank sedimentation in the foreland of the Eastern Sudety Mountains, Earth Surface Processes and Landforms 27(4): 391–402. Klimek K., 2003, Sediment transfer and storage linked to Neolithic and Early Medieval soil erosion in the Upper Odra Basin, Southern Poland, [w:] A.J. Howard, M.G. Macklin, D.G. Passmore (red.), Alluvial Archaeology in Europe, A.A. Balkema, Rotterdam, 251–259. Klimek K., 2010, Past and present interaction between the catchment and the valley floor: Upper Osoblaha basin, NE Sudetes slope and foreland, Quaternary International 220(1): 112–121. Klimek K., Łajczak A., 1991, Transport materiału dennego i unosin, [w:] I. Dynowska, M. Maciejewski (red.), Dorzecze górnej Wisły, część 1, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa–Kraków, 249–254. Klimek K., Łanczont M., 1998, Zapis relacji prehistoryczny człowiek – środowisko w aluwiach Sanu na przedpolu Karpat, [w:] K. Klimek, K. Kocel (red.), Rola człowieka prehistorycznego BiBliografia w przemianach środowiska przyrodniczego, Materiały Sympozjum: Sosnowiec, 2–3 kwiet­nia 1998, Wydział Nauk o Ziemi UŚ, Sosnowiec, 7–9. Klimek K., Łanczont M., Bałaga K., 1997, Późnovistuliańskie i holoceńskie wypełnienie pale­omeandru w dolinie Sanu koło Stubna, [w:] M. Łanczont (red.), Glacjał i peryglacjał Kotliny Sandomierskiej i Przedgórza Karpat w okolicy Przemyśla, Materiały Seminarium Tereno­wego: Krasiczyn, 22–24 września 1997, Zakład Geografii Fizycznej i Paleogeografii UMCS, Lublin, 60–71. Klimek K., Łanczont M., Nogaj-Chachaj J., 2006, Historical deforestation as a cause of alluvia­tion in small valleys, subcarpathian loess plateau, Poland, Regional Environmental Change 6(1–2): 52–61. Knox J.C., 1983, Responses of river systems to Holocene climates, [w:] H.E. Wright (red.), Late-Quaternary Environments of the United States, the Holocene, University of Minnesota Press, Minneapolis, 26–41. Knox J.C., 1984, Fluvial response to small scale climate changes, [w:] J.E. Costa, P.J. Fleisher (red.), Developments and Applications of Geomorphology, Springer, Berlin, 318–342. Kobojek E., 2000, Morfogeneza doliny Rawki, Acta Geographica Lodziensia 77: ss. 157. Kociuba W., Brzezińska-Wójcik T., 1999, Zarys paleogeografii roztoczańskiego odcinka doliny Wieprza (SE Polska) w czwartorzędzie, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 54(4): 49–82. Kołodyńska-Gawrysiak R., 2008, Rola uwarunkowań lokalnych w ewolucji suchych dolin Wyżyny Lubelskiej podczas późnego vistulianu i holocenu, Landform Analysis 9: 37–40. Kondracki J., 1994, Geografia Polski. Mezoregiony fizyczno-geograficzne, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, ss. 340. Kosmowska-Sufczyńska D., 1983a, Origin of the youngest fill revealing human activity: an example of the Czyżówka valley (Sandomierz Upland), Geographia Polonica 45: 19–34. Kosmowska-Sufczyńska D., 1983b, Wpływ działalności ludzkiej na tempo przyrostu aluwiów dolinnych i zmian w krajobrazie na przykładzie doliny Czyżówki (Wyżyna Sandomierska), Prace i Studia Geograficzne 4: 69–78. Kotańska M., Mitka J., Towpasz K., Trzcińska-Tacik H., 2001, Vegetation cover in an ancient agricultural landscape: the Proszowice Plateau (southern Poland) as a case-study, Acta Soci­etatis Botanicorum Poloniae 70(4): 313–322. Kotarba A., Baumgart-Kotarba M., 1997, Holocene debris-flows activity in the light of lacustrine sediment studies in the High Tatra Mountains, Poland, [w:] J.A. Matthews, D. Brunsden, B. Frenzel, B. Gläser, M.M. Weiß (red.), Rapid mass movement as a source of climatic evidence for the Holocene, Paleoklimaforschung 19: 147–158. Kowalski B., Swałdek M., 1991, Wiek osadów tarasu zalewowego i holoceński rozwój doliny rzeki Lubrzanki w rejonie Cedzyny w Górach Świętokrzyskich, Przegląd Geologiczny 39(3): 166–172. Kozarski S., 1962, Recesja ostatniego lądolodu z północnej części Wysoczyzny Gnieźnieńskiej a kształtowanie się Pradoliny Noteci-Warty, Poznańskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk, Prace Komisji Geograficzno-Geologicznej 2–3: ss. 154. BiBliografia Kozarski S., 1974, Późnoglacjalne i holoceńskie zmiany w układzie koryt rzecznych niżowej części dorzecza Odry, [w:] S. Kozarski (red.), Rozwój den dolinnych rzek niżowej części dorzecza Odry i wydm śródlądowych w holocenie z nawiązaniem do schyłku ostatniego glacjału, Materiały Sym­pozjum: Wrocław–Poznań, 16–21 września 1974, Instytut Geografii UAM, Poznań, 17–19. Kozarski S., 1981, River channel changes in the Warta valley to the south of Poznań, [w:] S. Kozarski, K. Tobolski (red.), Paleohydrology of the temperate zone, Guide-book of excur­sions, INQUA Eurosiberian Subcommission for the Study of the Holocene IGCP No. 158: Poznań, 22–28 września 1981, UAM, Poznań, 6–23. Kozarski S., 1983a, River channel adjustment to climatic change in the west central Poland, [w:] K.J. Gregory (red.), Background to Palaeohydrology: A Perspective, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, 355–374. Kozarski S., 1983b, River channel changes in the middle reach of the Warta valley, Great Poland Lowland, Quaternary Studies in Poland 4: 159–169. Kozarski S., 1991, Warta – A Case Study of Lowland River, [w:] L. Starkel, K.J. Gregory, J.B. Thornes (red.), Temperate Palaeohydrology, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, 189–215. Kozarski S., Gonera P., Antczak B., 1988, Valley floor development and paleohydrological chenges: The late Vistulian and Holocene history of the Warta river (Poland), [w:] G. Lang, C. Schlüchter (red.), Lake, mire and river environments, A.A. Balkema, Rotterdam, 185–204. Kozarski S., Rotnicki K., 1977, Valley floors and changes of river channel patterns in the North Polish Plain during the Late Würm and Holocene, Quaestiones Geographicae 4: 51–93. Kozarski S., Rotnicki K., 1978, Problemy poźnowürmskiego i holoceńskiego rozwoju den dolin­nych na Niżu Polskim, Prace Komisji Geograficzno-Geologicznej 19, Poznańskie Towarzy­stwo Przyjaciół Nauk, Wydział Matematyczno-Przyrodniczy, ss. 57. Krach W., 1947, Miocen okolic Miechowa, Stratygrafia i paleontologia, Biuletyn Instytutu Geologicznego 43: ss. 95 Krąpiec M., 1992, Skale dendrochronologiczne późnego holocenu południowej i centralnej Polski, Kwartalnik AGH, Geologia 18(3): 37–119. Krąpiec M., 1996, Dendrochronology of “black oaks” from river valleys in Southern Poland, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special Issue 9: 78–85. Krąpiec M., Badura J., Przybylski B., 2004, Zapis holoceńskich wezbrań w osadach przedgór­skiego odcinka doliny Nysy Kłodzkiej w świetle analiz sedymentologicznych i dendrochrono­logicznych, Prace Komisji Paleogeografii Czwartorzędu PAU 2: 83–92. Kruk J., 1972, Antropogeniczne przemiany krajobrazu wyżyn lessowych w neolicie, Acta Archeologica Carpathica 13: 109–129. Kruk J., 1987, Wczesne rolnictwo i jego wpływ na kształtowanie środowiska naturalnego wyżyn lessowych dorzecza górnej Wisły, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego 712: 83–94. Kruk J., 1991, Rolnictwo pierwotne jako czynnik kształtowania krajobrazu (Uwagi archeologa w związku z badaniami paleogeograficznymi w dorzeczach Odry i Wisły), Sprawozdania Archeologiczne 43: 301–308. BiBliografia Kruk J., 1993, Rozwój społeczno-gospodarczy i zmiany środowiska przyrodniczego wyżyn lesso­wych w neolicie (4800–1800 BC), Sprawozdania Archeologiczne 45: 7–17. Kruk J., Milisauskas S., Alexandrowicz S.W., Śnieszko Z., 1996, Osadnictwo i zmiany środowi­ska naturalnego wyżyn lessowych. Studium archeologiczne i paleogeograficzne nad neolitem w dorzeczu Nidzicy, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Kraków, ss. 139. Kruk J., Śnieszko Z., 1998, Zmiany na stokach lessowych synchroniczne z neolitycznym osadnic­twem. Przykłady z Wyżyn Polskich, [w:] K. Klimek, K. Kocel (red.), Rola człowieka prehi­storycznego w przemianach środowiska przyrodniczego, Materiały Sympozjum: Sosnowiec, 2–3 kwietnia 1998, Wydział Nauk o Ziemi UŚ, Sosnowiec, 15–16. Krumbein W.C., Sloss L.L., 1956, Stratigraphy and sediments, W.H. Freeman and Co., San Francisco, ss. 497. Krupa J., Kalicki T., Jaśkowski B., 2009, Zapis zmian klimatu w ewolucji doliny Czarnej Nidy, [w:] A. Kostrzewski, J. Szpikowski (red.), Funkcjonowanie geoekosystemów zlewni rzecz­nych 5; Rozwój dolin rzecznych w warunkach zmian klimatu i zróżnicowanej antropopresji, Materiały Ogólnopolskiej Konferencji Naukowej: Kołobrzeg, 26–28 października 2009, Zakład Geoekologii UAM, Poznań, 71. Krysiak Z., 1987, Zjawiska tektoniczne w żwirach witowskich, [w:] L. Starkel, J. Rutkowski (red.), Trzecio- i staroczwartorzędowe żwiry Kotliny Sandomierskiej, Materiały Sympozjum: Kraków, 22–24 czerwca 1987, Wydawnictwo AGH, Kraków, 39–41. Krysiak Z., 2000, Tectonic evolution of the Carpathian Foredeep and its influence on Miocene sedimentation, Geological Quarterly 44(2): 137–156. Kucia-Lubelska M., 1966, Wiek serii witowskiej w świetle badań minerałów ciężkich, Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 36(3): 306–313. Lang A., 2003, Phases of soil erosion-derived colluviation in the loess hills of South Germany, Catena 51(3–4): 209–221. Lang A., Bork H.R., Mäkel R., Preston N., Wunderlich J., Dikau R., 2003, Changes in sediment flux and storage within a fluvial system: some examples from the Rhine catchment, Hydro­logical Processes 17(16): 3321–3334. Lang A., Hönscheidt, S., 1999, Age and source of soil erosion derived colluvial sediments at Vaihingen-Enz, Germany, Catena 38(2): 89–107. Lang A., Nolte S., 1999, The chronology of Holocene alluvial sediments from the Wetterau, Germany, provided by optical and 14C dating, The Holocene 9(2): 207–214. Langbein W.B., Leopold L.B., 1966, River meanders – theory of minimum variance, U.S. Geological Survey Professional Paper 422H: ss. 15. Laskowska-Wysoczańska W., 1971, Stratygrafia i paleogeomorfologia czwartorzędu Niziny San­domierskiej i Przedgórza Karpat regionu rzeszowskiego, Studia Geologica Polonica 34: ss. 109. Lewin J., 1992, Alluvial sedimentation style and archaeological sites: the lower Wyrnwy, Wales, [w:] S. Needham, M.G. Macklin (red.), Alluvial archaeology in Britain, Oxbow Press, Oxford, 103–110. BiBliografia Lewin J., Macklin M.G., Johnstone E., 2005, Interpreting alluvial archives: sedimentological factors in the British Holocene fluvial record, Quaternary Science Reviews 24(16–17): 1873–1889. Lindner L., 1977, Wiek tarasów zalewowych rzek świętokrzyskich w świetle datowania „poziomu czarnych dębów” metodą 14C, Kwartalnik Geologiczny 21(2): 325–334. Lindner L., 1988, Jednostki glacjalne i interglacjalne w plejstocenie Wyżyny Miechowskiej i Niecki Nidziańskiej, Przegląd Geologiczny 36(3): 140–147. Lindner L., Nowakowski A., 1996, Problem pochodzenia otoczaków granitu w osadach serii witowskiej w świetle badań petrograficznych, Przegląd Geologiczny 44(9): 950–952. Lindner L., Siennicka A.E., 1994, Osady czwartorzędowe w strefie północnej krawędzi doliny Wisły na wschód od Brzeska Nowego (Wyżyna Miechowska), Przegląd Geologiczny 42(2): 105–112. Lindner L., Siennicka-Chmielewska A., 1995, Loess and their Bedrock in the Southeastern Part of the Miechów Upland, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 50(5): 75–90. Ludwikowska-Kędzia M., 2000, Ewolucja środkowego odcinka doliny Belnianki w późnym glacjale i holocenie, Wydawnictwo Akademickie Dialog, Warszawa, ss. 181. Łomnicki A.M., 1903, Atlas Geologiczny Galicji, objaśnienia do z. 15, Polska Akademia Umie-jętności, Kraków, ss. 68. Łyczewska J., 1948, Sprawozdanie z badań geologicznych w północno-zachodniej części arkusza Brzesko Nowe (1 : 100 000), Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego 42: 46–75. Macaire J.J., Bernard J., Di-Giovanni Ch., Hinschberger F., Limondin-Lozouet N., Visset L., 2006, Quantification and regulation of organic and mineral sedimentation in a late-Holocene floodplain as a result of climatic and human impacts (Taligny marsh, Parisian Basin, France), The Holocene 16(5): 647–660. Macklin M.G., Benito G., Gregory K.J., Johnstone E., Lewin J., Michczyńska D.J., Soja R., Starkel L., Thorndycraft V.R., 2006, Past hydrological events reflected in the Holocene fluvial record of Europe, Catena 66(1–2): 145–154. Macklin M.G., Johnstone E., Lewin J., 2005, Pervasive and long-term forcing of Holocene river instability and flooding in Great Britain by centennial-scale climate change, The Holocene 15(7): 937–943. Macklin M.G., Lewin J., 1993, Holocene river alluviation in Britain, Zeitschrift für Geomor­phologie, Supplement-Band 88: 109–122. Macklin M.G., Lewin J., 2003, River sediments, great floods and centennial – scale Holocene climate change, Journal of Quaternary Science 18(2): 101–105. Macklin M.G., Passmore D.G., Rumsby B.T., 1992, Climatic and cultural signals in Holocene alluvial sequences: the Tyne basin, northern England, [w:] S. Needham, M.G. Macklin (red.), Alluvial archaeology in Britain, Oxbow Press, Oxford, 123–139. Magny M., 1993, Holocene fluctuations of lakes levels in the French Jura and Sub-alpine ranges and their implications for past general circulation pattern, The Holocene 3(4): 306–313. Maksiak S., 1966, Osady holoceńskie doliny Wieprza między Krasnymstawem a Dorohuczą, Przegląd Geologiczny 14(2): 81–83. BiBliografia Mamakowa K., 1970, Late-Glacial and Early-Holocene vegetation from the territory of Kraków (Poland), Acta Palaeobotanica 11(1): 3–12. Mamakowa K., Starkel L., 1974, New data about the profile of Young Quaternary deposits at Brzeźnica in Wisłoka valley, Sandomierz Basin, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 8: 47–59. Mamakowa K., Starkel L., 1977, Stratigraphy of Late Glacial and Early Holocene alluvia at Podgrodzie on Wisłoka River (SE Poland), Studia Geomorpologica Carpatho-Balcanica 11: 101–110. Manikowska B. (red.), 1995, The Pleistocene – Holocene transition (20–8 ka BP) in the area of Poland, Biuletyn Peryglacjalny 34: ss. 227. Margielewski W., 1997, Dated landslides of the Jaworzyna Krynicka range and their relation to stages of relief development of the Carpathians, Annales Societatis Geologorum Poloniae 67(1): 83–92. Margielewski W., 1998, Landslide phases in the Polish Outer Carpathians in the Late Glacial and the Holocene, Quaternary Studies in Poland 15: 37–53. Margielewski W., 2000, Landslides phases in the Polish Outer Carpathians, [w:] E. Bromhead, N. Nixon, M.L. Ibsen (red.), Landslides in Research, Theory and Practice, Thomas Telford Publishing, London, 1011–1016. Margielewski W., 2006, Records of the Late Glacial-Holocene Palaeoenvironmental Changes in Landslide Forms and Deposits of the Beskid Makowski and Wyspowy Mts. Area (Polish Outer Carpathians), Folia Quaternaria 76: ss. 149. Maruszczak H., 1973, Erozja wąwozowa we wschodniej części pasa Wyżyn Południowopolskich, Zeszyty Problemowe Postępów Nauk Rolniczych 151: 15–30. Maruszczak H., 1985, Problems of stratigraphy and palaeogeography of loesses in Poland, [w:] H. Maruszczak (red.), Problems of the Stratygraphy and Paleogeography of Loesses, Guide­book of the International Symposium: Lublin, 6–10 września 1985, UMCS, Lublin, 63–80. Maruszczak H., 1987, Loesses in Poland, their stratigraphy and paleogeographical interpretation, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 41(2): 15–54. Maruszczak H., 1988, Zmiany środowiska przyrodniczego kraju w czasach historycznych, [w:] L. Starkel (red.), Przemiany środowiska geograficznego Polski, Ossolineum, Wrocław– Warszawa–Kraków–Gdańsk–Łódź, 109–137. Maruszczak H., 1990, Zróżnicowanie strefowe lessów na półkuli wschodniej, Przegląd Geogra­ficzny 62(1–2), 51–74. Maruszczak H., 1991, Zróżnicowanie stratygraficzne lessów polskich, [w:] H. Maruszczak (red.), Podstawowe profile lessów w Polsce, t. 1, Wydawnictwo UMCS, Lublin, 13–35. Maruszczak H., 2000, Definicja i klasyfikacja lessów oraz utworów lessopodobnych, Przegląd Geologiczny 48(7): 580–586. Michalczyk Z., Janicki G., Rodzik J., Siwek K., 2008, Hydrogeomorfologiczne skutki intensyw­nych opadów na międzyrzeczu Bystrzycy i Giełczwi (Wyżyna Lubelska), Przegląd Naukowy Inżynieria i Kształtowanie Środowiska 42(4): 30–41. BiBliografia Michalik S., 1991, Szata roślinna, [w:] I. Dynowska, M. Maciejewski (red.), Dorzecze górnej Wisły, część 1, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa–Kraków, 85–90. Michno A., 1998, Wykształcenie pokryw stokowych w rejonie stanowiska archeologicznego w Słonowicach, [w:] A. Kostrzewski (red.), Geneza, Litologia i Stratygrafia Utworów Czwar­torzędowych. W 20. rocznicę śmierci profesora Bogumiła Krygowskiego, Materiały Semina­rium: Poznań, 16–17 listopada 1998, Instytut Badań Czwartorzędu UAM, Poznań, 77–79. Michno A., 2000, Wpływ osadnictwa neolitycznego na rozwój rzeźby zlewni Małoszówki, Prace Geograficzne IGiGP UJ 105: 345–367. Michno A., 2004, Transformacja doliny dolnej Nidzicy w holocenie, Instytut Geografii i Gospo­darki Przestrzennej UJ, Kraków, ss. 97. Michno A., 2005, Osady dna doliny Nidzicy w rejonie Kazimierzy Wielkiej, [w:] A. Kotarba, K. Krzemień, J. Święchowicz (red.), Współczesna ewolucja rzeźby Polski, Materiały VII Zjazdu Geomorfologów Polskich: Kraków, 19–22 września 2005, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, 299–304. Michno A., Lasek A., Gębica P., 1997, Charakterystyka lessów i osadów holocenu doliny Mało­szówki w rejonie Kazimierzy Wielkiej (miechowski płat lessowy), [w:] M. Łanczont (red.), Glacjał i peryglacjał Kotliny Sandomierskiej i Przedgórza Karpat w okolicy Przemyśla, Mate­riały Seminarium Terenowego: Krasiczyn, 22–24 września 1997, Zakład Geografii Fizycz­nej i Paleogeografii UMCS, Lublin, 23–26. Młyny Doliny Szreniawy. Szlak dla rowerzystów i pieszych w północnej Małopolsce, 2003, Wyd. Stowarzyszenie Kulturalne RESURSA, Kraków. Moore R.C., 1949, Meaning of facies, Memoir Geological Society of America 39: 1–34. Mullenders W., Gullentops F., Lorent J., Coremans M., Gilot E., 1966, Le remblaiement de la vallée de la Nethen, Acta Geographica Lovaniensia 5: 169–181. Mycielska-Dowgiałło E., 1972, Rozwój doliny środkowej Wisły w holocenie w świetle badań z okolic Tarnobrzega, Przegląd Geograficzny 44(1): 73–83. Mycielska-Dowgiałło E., 1978, Rozwój rzeźby fluwialnej północno–zachodniej części Kotliny Sandomierskiej w świetle badań sedymentologicznych, Rozprawy Uniwersytetu Warszaw­skiego 120: ss. 148. Mycielska-Dowgiałło E., 1987, Morphogenesis of Vistula valley in northern part of Sandomierz Basin in the Late Glacial and Holocene, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part II, Geographical Studies, Special Issue 4: 115–129. Mycielska-Dowgiałło E., 1995, Wybrane cechy teksturalne osadów i ich wartość interpretacyjna, [w:] E. Mycielska-Dowgiałło, J. Rutkowski (red.), Badania osadów czwartorzędowych. Wybrane metody i interpretacja wyników, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych UW, Warszawa, 29–105. Nakonieczny S., 1962, Utwory i morfologia holoceńska doliny Żółkiewki, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 17(8): 201–213. Nakonieczny S., 1967, Holoceńska morfogeneza Wyżyny Lubelskiej, Wydawnictwo UMCS, Lublin, ss. 92. BiBliografia Nakonieczny S., 1975, The development of river valleys of the Lublin upland during the Holocene, Biuletyn Geologiczny Uniwersytetu Warszawskiego 19: 219–222. Nalepka D., 1994, Historia roślinności w zachodniej części Kotliny Sandomierskiej w czasie ostatnich 15 000 lat, Wiadomości Botaniczne 38(3–4): 95–105. Needham S., Macklin M.G. (red.), 1992, Alluvial archaeology in Britain, Oxbow Press, Oxford, ss. 277. Nessje A., 2009, Latest Pleistocene and Holocene alpine glacier fluctuations in Scandinavia, Quaternary Science Reviews 28(21–22): 2119–2136. Nessje A., Johannessen T., 1992, What were the primary forcing mechanisms of high frequency Holocene glacier and climatic variations, The Holocene 2(1): 70–84. Nessje A., Matthews J.A., Dahl S.O., Berrisford M.S., Andersson C., 2001, Holocene glacier fluctuations of Flatebreen and winter-precipitation changes in the Jostedalsbreen region, western Norway, based on glaciolacustrine sediment records, The Holocene 11(3): 267– 280. Niedziałkowska E., Skubisz A., Starkel L., 1977, Lithology of the Eo- and Mesoholocene alluvia in Podgrodzie upon Wisłoka river, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 11: 89–100. Niedźwiedź T., Obrębska-Starklowa B., 1991, Klimat, [w:] I. Dynowska, M. Maciejewski (red.), Dorzecze górnej Wisły, część 1, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa–Kraków, 68–84. Niewiarowski W., 1968, Morfologia i rozwój pradoliny i doliny Drwęcy, Studia Societatis Scien­tiarum Torunensis 6, Sectio C – Geographia et Geologia 6: ss. 118. Niewiarowski W., Noryśkiewicz B., Piotrowski W., Sinkiewicz M., 1995, An outline of natural and anthropogenic changes of geographical environment in the Biskupin area during the last 7 000 years, Quaternary Studies in Poland 13: 77–88. Niller H.P., 1998, Prähistorische Landschaften im Lösgebiet bei Regensburg. Kolluvien, Auenlehme und Böden als Archive der Paläoumwelt, Regensburger Geogrfaphische Schriften 31: ss. 429. Niller H.P., 2001, Wandel prähistorischer Landschaften, Erdkunde 55(1): 31–48. Nogaj-Chachaj J., 1998, Człowiek a środowisko przyrodnicze zachodniej części Płaskowyżu Nałęczowskiego w neolicie, [w:] K. Klimek, K. Kocel (red.), Rola człowieka prehistorycznego w przemianach środowiska przyrodniczego, Materiały Sympozjum: Sosnowiec, 2–3 kwiet­nia 1998, Wydział Nauk o Ziemi UŚ, Sosnowiec, 27–28. Nogaj-Chachaj J., 2004, O roli człowieka w przekształcaniu środowiska przyrodniczego w holo­cenie na Płaskowyżu Nałęczowskim, [w:] J. Libera, A. Zakościelna (red.), Przez pradzieje i wczesne średniowiecze, Wydawnictwo UMCS, Lublin, 63–72. Nogaj-Chachaj J., 2006, Zmiany środowiska Płaskowyżu Nałęczowskiego w holocenie w świe­tle stanowisk archeologicznych, [w:] A. Latocha, A. Traczyk (red.), Zapis działalności czło­wieka w środowisku przyrodniczym, Metody badań i studia przypadków, Wydawnictwo Gajt, Wrocław, 186–197. Nogaj-Chachaj J., Łanczont M., 2012, Kilka uwag o pradziejowej antropopresji na środowisko przyrodnicze Wysoczyzny Kańczuckiej, [w:] A. Łajczak (red.), Antropopresja w wybranych strefach morfoklimatycznych – zapis w rzeźbie i osadach, Wydział Nauk o Ziemi UŚ, Sosno­wiec, 299–308. BiBliografia Notebaert B., Verstraeten G., 2010, Sensitivity of West and Central European river systems to envi­ronmental changes during the Holocene: A review, Earth Science Reviews 103(3–4): 163–182. Notebaert B., Verstraeten G., Rommens T., Vanmontfort B., Govers G., Poesen J.P., 2009, Establishing a Holocene sediment budget for the river Dijle, Catena 77: 150–163. Notebaert B., Verstraeten G., Vandenberghe D., Marinova E., Poesen J., Govers G., 2011, Changing hillslope and fluvial Holocene sediment dynamics in a Belgian loess catchment, Journal of Quaternary Science 26(1): 44–58. Orłowski A., 1989, Morfologia doliny Słupi na tle przylegających do niej obszarów, Zeszyty Naukowe AGH, Geologia 15(1–2): 48–61. Pałka K., 2010, Morfologiczna rola procesów stokowych w rozwoju doliny Rudnika na podstawie badań pokryw (Płaskowyż Proszowicki), praca magisterska, Archiwum Zakładu Geomorfo­logii, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, ss. 97. Panek I., 2008, Rzeźba i osady równiny aluwialnej dolnego biegu Przemszy (Wyżyna Śląska) jako wskaźnik zmian środowiska przyrodniczego, Przegląd Geologiczny 56(2): 124–130. Parzóch K., Solarska A., 2010, Rozwój suchych dolin w krajobrazie rolniczym najwyższych partii Wzgórz Strzelińskich (Przedgórze Sudeckie), Prace i Studia Geograficzne 45: 323–331. Passega R., 1957, Significance of CM diagrams of sediments deposited by suspension, Sedimen­tology 24(5): 723–733. Passega R., 1964, Grain-size representation by CM patterns as a geological tool, Journal of Sedimentary Petrology 34(4): 830–847. Passega R., Byramjee R., 1969, Grain size image of clastic deposits, Sedimentology 13(3–4): 830–847. Paszyński J., Kluge M., 1986, Klimat Niecki Nidziańskiej, Studia Ośrodka Dokumentacji Fizjo­graficznej 14: 211–238. Patzelt G., 1977, Der zeitliche Ablauf und das Ausmass postglazialer Klimaschwankungen in den Alpen, [w:] B. Frenzel (red.), Dendrochronologie und postglaziale Klimaschwankun­gen in Europa, Erdwissenschaftliche Forschung 13: 249–259. Patzelt G., 1997, Holocene mudflow chronology deduced from the development of alluvial cones in Tyrolean mountain valleys, [w:] J.A. Matthews, D. Brunsden, B. Frenzel, B. Gläser, M.M. Weiß (red.), Rapid mass movement as a source of climatic evidence for the Holocene, Paleoklimaforschung 19: 39–52. Pawlak I. (red.), 1977a, Mapa Geologiczna Polski, B – Mapa bez utworów czwartorzędowych, arkusz Borzęcin (976), 1 : 50 000, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Pawlak I. (red.), 1977b, Mapa Geologiczna Polski, B – Mapa bez utworów czwartorzędowych, arkusz Brzesko Nowe (975), 1 : 50 000, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Pazdur A., Rutkowski J., 1987, Radiocarbon age of Holocene calcareous sediments in exposure in Rudawa (Cracow Upland), Geochronometria 4: 61–68. Pazdur A., Pazdur M.F., Goslar T., Arnold M., 1994, Radiocarbon chronology of Late Glacial and Holocene sedimentation and water level changes in the Gościąż Lake basin and its surroundings, Radiocarbon 36: 187–202. BiBliografia Piasecki D., 1976, Doliny złożone zachodniego Pomorza, Czasopismo Geograficzne 47(1): 21–32. Piasecki D., 1982, Ewolucja dolin rzek Przymorza, Przegląd Geograficzny 54(1–2): 49–68. Płonczyński J., 1990, Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski, 1 : 50 000, ark. Nowe Brzesko (975), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Płonczyński J., 1993, Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski, 1 : 50 000, ark. Nowe Brzesko (975), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 44. Pociask-Karteczka J. (red.), 2003, Zlewnia. Właściwości i procesy, Instytut Geografii i Gospo­darki Przestrzennej UJ, Kraków, ss. 288. Poręba G., Śnieszko Z., Moska P., 2011, Some aspects of age assessment of Holocene loess colluvium: OSL and 137Cs dating of sediment from Bia1a agricultural area, South Poland, Quaternary International 240: 44–51. Preston N.J., 2001, Geomorphic response to environmental change: the imprint to deforestation and agricultural land-use on the contemporary landscape of the Pleiser Hügelland, Bonn, Germany, Dissertation, Rheinische Friedrichs-Wilhelms-University, ss. 125, http://hss.ulb. uni-bonn.de/2001/0170/0170, pdf (dostęp: 20.11.2012). Przybylski B., 1994, Późnoglacjalny i holoceński rozwój środkowej części doliny Małej Panwi, Prace Instytutu Geograficznego 1702, Seria A – Geografia Fizyczna 7: 84–95. Radzki P., Łopusiński L., Widz D., 1989, Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski, 1 : 50 000, ark. Borzęcin, (976), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Ralska-Jasiewiczowa M., 1991, Ewolucja szaty roślinnej, [w:] L. Starkel (red.), Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, 106–127. Ralska-Jasiewiczowa M., Goslar T., Madeyska T., Starkel L. (red.), 1998, Lake Gościąż, Central Poland. A monographic study, part I, W. Szafer Institute of Botany, Polish Academy of Sciences, Kraków, ss. 340. Ralska-Jasiewiczowa M., Starkel L., 1975, The Basic problems of palaeogeography of the Holocene in the Polish Carpathians, Biuletyn Geologiczny Uniwersytetu Wrocławskiego 19: 27–44. Ralska-Jasiewiczowa M., Starkel L., 1988, Record of the hydrological changes during the Holocene in the lake, mire and fluvial deposits of Poland, Folia Quaternaria 57: 91–127. Rauch-Włodarska M., Zuchiewicz W., Włodarski W., 2006, Późnoneogeńska aktywność tek­toniczna w centralnej części zapadliska przedkarpackiego (Witów koło Nowego Brzeska), Przegląd Geologiczny 54(11): 943–952. Reder J., Superson J., Król T., 2010, Etapy rozwoju osadnictwa zachodniej części Płaskowyżu Nałęczowskiego i ich zapis w osadach dna doliny Bystrej, [w:] W. Wilczyńska-Michalik (red.), Dynamika zmian środowiska geograficznego pod wpływem antropopresji, Annales Universitatis Paedagogicae Cracoviensis 93, Studia Geographica 1: 126–136. Rodzik J., 2009, Kierunki przekształcania użytkowanych rolniczo stoków lessowych, [w:] A. Michno, M. Klimek (red.), Współczesne przemiany środowiska przyrodniczego w obsza­rach użytkowanych rolniczo, Materiały Konferencji: Kraków–Łazy–Gaik Brzezowa, 17–18 kwietnia 2009, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, 66–68. BiBliografia Rodzik J., Furtak T., Zgłobicki W., 2009, The impact of snowmelt and heavy rainfall runoff on erosion rates in a gull system, Lublin Upland, Poland, Earth Surface Processes and Land­forms 34(14): 1938–1950. Rodzik J., Janicki G., Rejman J., 2007, Human induced conditions of sediment transport during heavy rainfall in catchments of first-order of the Lublin Upland (Poland), [w:] Off-site impacts of soil erosion and sediment transport, Procedings of COST 634 Interna­tional Conference: Prague, 1–3 października 2007, 39–43. Rommens T., Verstraeten G., Bogman P., Peeters I., Poesen J., Govers G., Van Rompaey A., Lang A., 2006, Holocene alluvial sediment storage in a small river catchment in the loess area of central Belgium, Geomorphology 77(1–2): 187–201. Rommens T., Verstraeten G., Poesen J., Govers G., Van Rompaey A.J.J., Peeters I., Lang A., 2005, Soil erosion and sediment deposition in the Belgian loess belt during the Holocene: establishing a sediment budget for a small agricultural catchment, The Holocene 15(7): 1032–1043. Rosa B., 1964, O utworach aluwialnych i biogenicznych wyścielających dna dolin rzek nadbał­tyckich, ich związku z transgresją morza i znaczeniu dla badań nad neotektoniką obszaru, Zeszyty Naukowe UMK, Geografia 3: 83–108. Roszko L., 1968, Z historii rozwoju doliny dolnej Wisły, Folia Quaternaria 29: 97–108. Rotnicki K., 1974, Pozycja chronologiczna faz erozji w dolinie Prosny po okresie maksymal­nego zasięgu zlodowacenia bałtyckiego, [w:] S. Kozarski (red.), Rozwój den dolinnych rzek niżowej części dorzecza Odry i wydm śródlądowych w holocenie z nawiązaniem do schyłku ostatniego glacjału, Materiały Sympozjum: Wrocław–Poznań, 16–21 września 1974, Instytut Geografii UAM, Poznań, 37–41. Rotnicki K., 1983, Modelling past discharges of meandering rivers, [w:] K.J. Gregory (red.), Background to Palaeohydrolgy, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, 321–354. Rotnicki K., 1987, Main phases of erosion and accumulation in the middle and lower Prosna valley in the last glacial-interglacial cycle, Geographica Polonica 53: 53–65. Rotnicki K., 1991a, Główne czynniki kształtujące dna dolin, [w:] L. Starkel (red.), Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, 151–152. Rotnicki K., 1991b, Retrodiction of paleodischarges of meandering and sinus alluvial rivers and its paleoclimatic implications, [w:] L. Starkel, K.J. Gregory, J.B. Thornes (red.), Temperate Palaeohydrology, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, 431–470. Rotnicki K., Młynarczyk Z., 1989, Late Vistulian and Holocene channel forms and deposits in the middle Prosna river valley and their paleohydrological interpretation, Questiones Geo­graphicae 13: 113–162. Różański W., 1987, Zróżnicowanie i zachowanie zbiorowisk leśnych Niecki Nidziańskiej, Studia Ośrodka Dokumentacji Fizjograficznej 15: 209–282. Różycki S.Z., 1967, Plejstocen Polski środkowej na tle przeszłości w górnym trzeciorzędzie, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, ss. 251. BiBliografia Rutkowski J., 1965, Senon okolic Miechowa, Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 35(1): 3–53. Rutkowski J., 1984, Holocen doliny Rudawy w rejonie Zabierzowa, [w:] J. Rutkowski, L. Star­kel (red.), Holocen okolic Krakowa, Materiały Sympozjum: Kraków, 18–20 czerwca 1984, Wydawnictwo AGH, Kraków, 79–81. Rutkowski J., 1986, Budowa geologiczna Niecki Nidziańskiej, Studia Ośrodka Dokumentacji Fizjograficznej 14: 35–61. Rutkowski J., 1987, Vistula river valley in the Cracow Gate during the Holocene, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula River Valley during the last 15 000 year, part II, Geographical Studies, Special Issue 4: 31–50. Rutkowski J., 1989a, Holocen dolnej części doliny Racławki, [w:] J. Rutkowski (red.), Prze­wodnik 60. Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Kraków, 14–16 września 1989, Wydawnictwo AGH, Kraków, 128–132. Rutkowski J., 1989b, Późnovistuliańskie i holoceńskie procesy sedymentacji i erozji w dorzeczu Rudawy, Sprawozdania z Posiedzeń Komisji Naukowych PAN 31: 108–109. Rutkowski J., 1991, Holocen doliny dolnej Racławki, Kwartalnik AGH, Geologia 17(1–2): 173–191. Rutkowski J., 1993, Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski, 1 : 50 000 ark. Kraków (973), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 46. Rutkowski J., 1998, O staroczwartorzędowych żwirach z Witowa, [w:] Współczesne procesy morfologiczne i ewolucja rzeźby progu Karpat i ich przedpola, Materiały Konferencji: Kraków–Łazy, 7–10 września 1998, Instytut Geografii UJ, Kraków, 90–97. Rühle E., 1949, Przeglądowa Mapa Geologiczna Polski, 1 : 300 000, ark. Kraków (E 3), Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. Rydzewski J., 1986, Przemiany stref zasiedlenia na wyżynach lessowych Małopolski w epoce brązu i żelaza, Archeologia Polski 31: 125–194. Sadurska E., 1964, Materiał unoszony przez rzekę Bystrą jako miernik natężenia erozji gleb, Pamiętnik Puławski, Prace IUNG 12: 89–106. Sadurska E., 1982, Zróżnicowanie przestrzenne denudacji mechanicznej w średnio urzeźbio­nych obszarach lessowych w górnej części dorzecza Bystrej na Wyżynie Lubelskiej, Pamiętnik Puławski, Prace IUNG 78: 9–26. Sadurska E., Maruszczak H., 1982, Zmiany natężenia denudacji mechanicznej w górnej części dorzecza Bystrej na Wyżynie Lubelskiej w dwudziestoleciu 1952–1971, Pamiętnik Puławski, Prace IUNG 78: 28–44. Schellmann G. (red.), 1994, Beiträge zur jungpleistozäne und holozäne Talgeschichte im deutschen Mittelgebirgsraum und Alpenvorland, Düsseldorfer Geograpchische Schriften 34: ss. 146. Schirmer W., 1983, Die Talentwicklung an Main und Regnitz seit dem Hochwürm, Geologi­sches Jahrbuch, A71: 11–43. Schirmer W., 1995, Valley bottoms in the late Quaternary, [w:] J. Hagedor (red.), Late Quater­nary and present-day fluvial processes in Central Europe, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplement-Band 100: 27–51. BiBliografia Schumm S.A., 1977, The fluvial system, John Wiley & Sons Ltd., New York, ss. 338. Semmel A., 1995, Bodenkundliche Hinweise auf Ackernutzung und intensive Bodenerosion um 8 000 BP im Rhein-Main-Gebiet, Archäologisches Korrespondenzblatt 25: 157–164. Siennicka-Chmielewska A., 1997, Zróżnicowanie litologiczne osadów lodowcowych zlodowaceń południowopolskich na Płaskowyżu Proszowickim, [w:] M. Łanczont (red.), Glacjał i pery­glacjał Kotliny Sandomierskiej i Przedgórza Karpat w okolicy Przemyśla, Materiały Semina­rium Terenowego: Krasiczyn, 22–24 września 1997, Zakład Geografii Fizycznej i Paleoge­ografii UMCS, Lublin, 31–32. Skiba S., Kołodziejczyk M., 2004, Geneza i taksonomia czarnoziemów polskich w świetle badań na stanowisku archeologicznym w Słonowicach, [w:] D. Abramowicz, Z. Śnieszko (red.), Zmiany środowiska geograficznego w dobie gospodarki rolno-hodowlanej. Studia z obszaru Polski, Muzeum Śląskie w Katowicach, Katowice, 87–97. Słowik M., 2007, Procesy kształtujące koryto rzeczne na przykładzie dolnego odcinka Obry, Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza, Poznań, ss. 169. Smoleński J., 1918, O wysokich terasach dyluwialnych na zboczach Kotliny Sądeckiej, Rozprawy Wydziału Matematyczno-Przyrodniczego PAN 17: 127–136. Smoroń S., Kowalczyk A., Kostuch M., 2009, Użytkowanie gruntów zlewni Szreniawy w kontekście ochrony gleby i wody w latach 1995–2005, Woda–Środowisko–Obszary Wiejskie 9(3): 167–177. Soja R., 2003, Komentarz do Mapy Hydrograficznej w skali 1 : 50 000, ark. M-34-65B, Skała, Główny Urząd Geodezji i Kartografii, Główny Geodeta Kraju, Warszawa, ss. 16. Sokołowski T., 1995, Evolution of the lower course of the Dunajec river during the Vistulian and Holocene, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part V, Geographical Studies, Special Issue 8: 51–71. Stachowicz K., 2010, Holoceńska morfogeneza zlewni Łapszowianki w dorzeczu Szreniawy, praca magisterska, Archiwum Zakładu Geomorfologii, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, ss. 56. Starkel L., 1960, Rozwój rzeźby Polskich Karpat fliszowych w holocenie, Prace Geograficzne IG PAN 22: ss. 239. Starkel L., 1966, Post-glacial climate and the moulding of European relief, [w:] Proceedings of International Symposium at Imperial College: World Climate from 8 000–0 BC, 18–19 April, Royal Meteorological Society, London, 15–33. Starkel L., 1968, Przebieg erozji i akumulacji rzecznej w holocenie, Folia Quaternaria 29: 109–117. Starkel L., 1977a, Last Glacial and Holocene fluvial chronology in the Carpathian valley, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 11: 33–51. Starkel L., 1977b, Paleogeografia holocenu, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, ss. 362. Starkel L., 1983a, Paleogeografia i klimat późnego plejstocenu i holocenu, [w:] S.K. Kozłowski, J.K. Kozłowski (red.), Człowiek i środowisko w pradziejach, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, 14–31. BiBliografia Starkel L., 1983b, The reflection of hydrologic changes in the fluvial environment of the temperate zone during the last 15 000 years, [w:] K.J. Gregory (red.), Background to Palaeohydrolgy, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, 213–237. Starkel L., 1985a, Lateglacial and Postglacial history of river valleys in Europe as a reflection of climatic changes, Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie 21: 159–164. Starkel L., 1985b, The reflection of the Holocene climatic variations in the slope and fluvial deposits and forms in the European mountains, Ecologia Mediterranea 11: 91–97. Starkel L., 1986, Role of the Vistulian and Holocene in the evolution of relief of the Poland’s territory, Biuletyn Peryglacjalny 31: 261–273. Starkel L., 1987, Man as a cause of sedimentological changes in the Holocene, Striae 26: 5–12. Starkel L., 1988a, Działalność człowieka jako przyczyna zmian procesów denudacji i sedymen­tacji w holocenie, Przegląd Geograficzny 60(3): 251–265. Starkel L., 1988b, Historia dolin rzecznych w holocenie, [w:] L. Starkel (red.), Przemiany środo­wiska geograficznego Polski, Ossolineum, Wrocław, 87–107. Starkel L., 1990, Fluvial environment as an expression of geoecological changes, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplement-Band 79: 133–152. Starkel L., 1991a, Ewolucja dolin gór i wyżyn, [w:] L. Starkel (red.), Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, 152–156. Starkel L., 1991b, Geoekologiczne uwarunkowania obiegu wody, [w:] I. Dynowska, M. Macie­jewski (red.), Dorzecze górnej Wisły, część 1, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa– Kraków, 91–95. Starkel L., 1991c, Rola holocenu w ewolucji środowiska i jego stratygrafia, [w:] L. Starkel (red.), Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, 105–106. Starkel L., 1991d, The Vistula river: a case study for Central Europe, [w:] L. Starkel, K.J. Gregory, J.B. Thornes (red.), Temperate palaeohydrology, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, 171–188. Starkel L., 1994a, Frequency of floods during the Holocene in the Upper Vistula Basin, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 27–28: 3–13. Starkel L., 1994b, Reflection of the glacial-interglacial cycle in the evolution of Vistula river basin, Poland, Terra Nova 6(5): 486–494. Starkel L., 1995a, Changes of river channels in Europe during the Holocene, [w:] A. Gurnell, G. Petts (red.), Changing River Channels, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, 27–42. Starkel L., 1995b, Evolution of the Carpathian valley and Forecarpathian Basins in the Vistulian and Holocene, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 29: 5–40. Starkel L., 1995c, New data on the late Vistulian and Holocene evolution of the Wisłoka valley near Dębica, [w:] L. Starkel (ed.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part V, Geographical Studies, Special Issue 8, 73–90. Starkel L., 1995d, Palaeohydrology of the temperate zone, [w:] K.J. Gregory, L. Starkel, V.R. Baker (red.), Global Continental Palaeohydrology, John Wiley & Sons Ltd, Chichester, 233–257. Starkel L., 1995e, Reconstruction of hydrological changes between 7 000 and 3 000 BP in the upper and middle Vistula river basin, Poland, The Holocene 5(1): 34–42. BiBliografia Starkel L., 1995f, The pattern of the Holocene climatic variations in central Europe based on various geological records, Questiones Geographicae 4: 259–264. Starkel L., 1995g, The place of the Vistula river in the late Vistulian – early Holocene evolution of the European valleys, [w:] B. Frenzel, J. Vandenberghe, C. Kasse, S. Bohncke, B. Glaser (red.), European River Activity and Climatic Change during the Lateglacial and Early Holo­cene, Paleoklimaforschung 14: 75–88. Starkel L., 1997a, Mass movements during the Holocene: The Carpathians example and the European perspective, [w:] J.A. Matthews, D. Brunsden, B. Frenzel, B. Gläser, M.M. Weiß (red.), Rapid mass movement as a source of climatic evidence for the Holocene, Paleoklima­forschung 19: 385–400. Starkel L., 1997b, The evolution of fluvial system in Upper Vistulian and Holocene in territory of Poland, Landform Analysis 1: 7–18. Starkel L., 1998a, Ewolucja dolin rzecznych Europy Środkowej w młodszym czwartorzędzie (na przykładzie dorzecza górnej Wisły), Acta Facultatis Rerum Naturalium Universitatis Ostra­viensis, Geographia-Geologia 168: 137–150. Starkel L., 1998b, Frequency of extreme hydroclimatically – induced events as a key to under­standing environmental changes in the Holocene, [w:] A.S. Issar, N. Brown (red.), Water, environment and society in times of climatic changes, Kluver Academic Publisher, Dordrecht, 273–288. Starkel L., 1998c, Geomorfologiczny i sedymentologiczny zapis ulew i lokalnych wezbrań (wpro­wadzenie), [w:] L. Starkel (red.), Geomorfologiczny i sedymentologiczny zapis lokalnych ulew, Dokumentacja Geograficzna 11: 7–9. Starkel L., 1999a, Chronostratygrafia schyłku vistulianu i holocenu Polski, [w:] A. Pazdur, A. Bluszcz, W. Stankowski, L. Starkel (red.), Geochronologia górnego czwartorzędu Polski w świetle datowania radiowęglowego i luminescencyjnego, Instytut Fizyki PŚ, Gliwice, 280–283. Starkel L., 1999b, Ewolucja den dolin gór i wyżyn, [w:] L. Starkel (red.), Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze, Wydawnictwo Naukowe PWN Warszawa, 151–155. Starkel L., 1999c, Space and time scales in geomorphology, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplement-Band 115: 19–33. Starkel L., 1999d, 8500-8000 yrs BP humid-phase – global or regional?, Science Reports of Tohoku University 7th Series, Geography 49: 105–133. Starkel L., 2000, Chronology of phases of various fluvial activity, of erosion and deposition in the Vistula catchment during Late Quaternary, Geochronometria 19: 53–58. Starkel L., 2001, Historia doliny Wisły od ostatniego zlodowacenia do dziś, Monografie IGiPZ PAN 2: ss. 263. Starkel L., 2002, Change in the frequency of extreme events as the indicator of climatic change in the Holocene (in fluvial systems), Quaternary International 91(1): 25–32. Starkel L., 2003, Short-term hydrological changes, [w:] K.J. Gregory, G. Benito (red.), Palaeohy­drology, understanding global change, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, 337–356. BiBliografia Starkel L., 2004, Klimatyczne czy antropogeniczne przyspieszenie obiegu wody i materii w ostat­nich tysiącleciach na obszarze Polski, [w:] D. Abramowicz, Z. Śnieszko (red.), Zmiany środowiska geograficznego w dobie gospodarki rolno-hodowlanej. Studia z obszaru Polski, Muzeum Śląskie w Katowicach, Katowice, 29–36. Starkel L., 2005a, Anthropogenic soil erosion since the Neolithic in Poland, [w:] J. Voelkel (ed.), Colluvial sediments, flood loams and peat bogs, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplement-Band 139: 189–201. Starkel L., 2005b, Role of climatic and anthropogenic factors accelerating soil erosion and fluvial activity in Central Europe, Studia Quarternaria 22: 27–33. Starkel L., 2007a, The diversity of fluvial system response to the Holocene hydrological changes using the Vistula River catchment as an example, Annales Societatis Geologorum Poloniae 77(2): 193–205. Starkel L., 2007b, The role of climate and human activity in environmental changes on the territory of Poland, Papers on Global Change IGGB 14: 7–18. Starkel L., 2007c, Zapis faz osadniczych w osadach rzecznych i stokowych Karpat i przedpola (oraz ich relacje do wahań klimatu), [w:] E. Smolska, P. Szwarczewski (red.), Zapis działalności czło­wieka w środowisku przyrodniczym, Materiały VI Warsztatów Terenowych: Sejny–Suwałki, 14–16 czerwca 2007, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych UW, Warszawa, 129–130. Starkel L. (red.), 1982, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part I, Geographical Studies, Special Issue 1: ss. 169. Starkel L. (red.), 1987, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part II, Geographical Studies, Special Issue 4: ss. 252. Starkel L. (red.), 1990, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part III, Geographical Studies, Special Issue 5: ss. 220. Starkel L. (red.), 1991a, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part IV, Geographical Studies, Special Issue 6: ss. 154. Starkel L. (red.), 1991b, Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, ss. 670. Starkel L. (red.), 1995, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part V, Geographical Studies, Special Issue 8: ss. 156. Starkel L. (red.), 1996, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special Issue 9: ss. 158. Starkel L., Gębica P., 1992, Osady rzeczne i ewolucja dolin w okresie 18 000–8 000 lat BP w połu­dniowej Polsce, Przegląd Geologiczny 40(10): 589–591. Starkel L., Gębica P., 1995, Evolution of river valley in Southern Poland during the Pleistocene-Holocene transition, Biuletyn Peryglacjalny 34: 177–190. Starkel L., Gębica P., Kalicki T., Ludwikowska M., Niedziałkowska E., 1999, Chronostratygra­fia aluwiów i form fluwialnych w południowej Polsce, [w:] A. Pazdur, A. Bluszcz, W. Stan­kowski, L. Starkel (red.), Geochronologia górnego czwartorzędu Polski w świetle datowania radiowęglowego i luminescencyjnego, Instytut Fizyki PŚ, Gliwice, 133–155. BiBliografia Starkel L., Gębica P., Niedziałkowska E., Podgórska-Tkacz A., 1991, Evolution of both the Vistula floodplain and lateglacial-early Holocene palaeochannel systems in the Grobla forest (Sandomierz Basin), [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part IV, Geographical Studies, Special Issue 6: 87–99. Starkel L., Gębica P., Superson J., 2007, Last Glacial-Interglacial cycle in evolution of river valleys in southern and central Poland, Quaternary Science Reviews 26(22–24): 2924–2936. Starkel L., Granoszewski W., 1995, The Younger Dryas paleomeander of the Wisłoka river at Wola Żyrakowska near Dębica, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during during the last 15 000 years, part V, Geographical Studies, Special Issue 8: 91–100. Starkel L., Gregory K.G., Thornes J.B. (red.), 1991, Temperate Palaeohydrology, John Wiley & Sons Ltd., Chichester, ss. 548. Starkel L., Kalicki T., Krąpiec M., Soja R., Gębica P., Czyżowska E., 1996a, Hydrological changes of valley floor in the upper Vistula basin during Late Vistulian and Holocene, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special Issue 9: 7–128. Starkel L., Kalicki T., Soja R., Gębica P., 1996b, Analysis of paleochannels in the valleys of the upper Vistula and the Wisłoka, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special Issue 9: 30–35. Starkel L., Klimek K., Mamakowa K., Niedziałkowska E., 1982, The Wisłoka river valley in the Carpathian foreland during the Late Glacial and Holocene, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part I, Geographical Studies, Special Issue 1, 41–56. Starkel L., Niedziałkowska E., Skiba S., 1984, Krawędź terasy lessowej i wczesnoatlantyckie, okryte deluwiami starorzecze w Pleszowie, [w:] J. Rutkowski, L. Starkel (red.), Holocen okolic Krakowa, Materiały Sympozjum: Kraków, 18–20 czerwca 1984, Wydawnictwo AGH, Kraków, 41–47. Starkel L., Pazdur A., Pazdur M.F., Wicik B., Więckowski K., 1996c, Lake-level and groundwater­level changes in the Lake Gościąż area, Poland: palaeoclimatic implications, The Holocene 6(2): 213–224. Starkel L., Ralska-Jasiewiczowa M., 1991, Zmiany klimatu i stosunków wodnych w holocenie, [w:] L. Starkel (red.), Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, 177–182. Starkel L., Soja R., Michczyńska D.J., 2006, Past hydrological events reflected in Holocene history of Polish rivers, Catena 66(1–2): 24–33. Stolz Ch., 2011, Budgeting soil erosion from floodplain sediments of the central Rhenish Slate Mountains (Westerwald), Germany, The Holocene 21(3): 499–510. Stuiver M., Braziunas T.F., 1993, Sun, ocean, climatic and atmospheric 14CO2: an evaluation of causal and spectral relationship, The Holocene 3(4): 289–304. BiBliografia Stuiver M., Braziunas T.F., Becker B., Kromer B., 1991, Climatic, solar, oceanic and geomagnetic influences on Late-Glacial and Holocene atmospheric 14C/12C change, Quaternary Research 35: 1–24. Stupnicka E., 2007, Geologia regionalna Polski, Wydawnictwa Uniwersytetu Warszawskiego, Warszawa, ss. 356. Stupnicka E., Szumański A., 1957, Dwudzielność młodoplejstocenskich poziomów żwirowych w Karpatach, Acta Geologica Polonica 7(4): 439–447. Superson J., Jezierski W., Król T., 2003, Wpływ deforestacji Płaskowyżu Nałęczowskiego na roz­wój osadów dna doliny Bystrej, [w:] J.M. Waga, K. Kocel (red.), Człowiek w środowisku przy­rodniczym – zapis działalności, Polskie Towarzystwo Geograficzne, Sosnowiec, 207–212. Superson J., Klimowicz Z., Reder J., Rodzik J., Zgłobicki W., 2011, Phases of gully erosion recorded in alluvial fans (Lublin Upland, E Poland), Landform Analysis 17: 205–208. Superson J., Warowna J., 1996, Litogeneza osadów dolinnych zlewni Żółkiewki (Wyżyna Lubel­ska), [w:] A. Kostrzewski (red.), Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych, t. 2, Wydawnictwo Naukowe UAM, Poznań, 307–317. Superson J., Zgłobicki W., 2005, Rozwój holoceńskich stożków napływowych w dolinie Bystrej (Płaskowyż Nałęczowski), [w:] A. Kotarba, K. Krzemień, J. Święchowicz (red.), Współcze­sna ewolucja rzeźby Polski, Materiały VII Zjazdu Geomorfologów Polskich: Kraków, 19–22 września 2005, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, 423–429. Sylwestrzak J., 1973, Rozwój sieci dolinnej na tle recesji lądolodu w północno-wschodniej części Pomorza, Gdańskie Towarzystwo Naukowe, Gdańsk, ss. 132. Sylwestrzak J., 1978, Rozwój sieci dolinnej na Pomorzu pod koniec plejstocenu, Gdańskie Towa­rzystwo Naukowe, ss. 178. Szafer W., Zarzycki K. (red.), 1977, Szata roślinna Polski, Wydawnictwo Naukowe PWN, War­szawa, ss. 347. Szmańda J.B., 2007, Porównanie interpretacji warunków transportu osadów na diagramie C/M i analizy krzywych kumulacyjnych aluwiów pozakorytowych Wisły w Toruniu, [w:] E. Smol­ska, D. Giriat (red.), Rekonstrukcja dynamiki procesów geomorfologicznych – formy rzeźby i osady, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych UW, Warszawa, 367–376. Szmańda J.B., 2011, Zapis warunków depozycji w uziarnieniu aluwiów pozakorytowych, Land-form Analysis 18: ss. 97. Szumański A., 1977, Zmiany układu koryta dolnego Sanu w XIX i XX wieku oraz ich wpływ na morfogenezę tarasu łęgowego, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 11: 139–154. Szumański A., 1981, Holoceńska i współczesna ewolucja Wieprza pod Kockiem, Przegląd Geo­graficzny 53(1): 33–42. Szumański A., 1982, The evolution of the Lower San river valley during the Late Glacial and the Holocene, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part I, Geographical Studies, Special Issue 1: 57–78. BiBliografia Szumański A., 1983, Paleochannels of large meanders in the river valleys of the Polish Lowland, Quaternary Studies of Poland 4: 207–216. Szumański A., 1986, Postglacjalna ewolucja i mechanizm transformacji dna doliny dolnego Sanu, Zeszyty Naukowe AGH, Geologia 12(1): 5–92. Szwajgier W., 1999, Warunki rozwoju doliny Bugu na odcinku Horodło – Włodawa w czasie poźnego vistulianu i w holocenie, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 54(6): 99–110. Szwarczewski P., 2006, Geomorfologiczno-sedymentologiczny zapis kolonizacji wysoczyzn lessowych w okolicach Chrobrza (Pondzie Pińczowskie), [w:] M. Łanczont, P. Mroczek, P. Zieliński (red.), Studia interdyscyplinarne nad lessami – problemy metodyczne, Materiały Seminarium Terenowego: Sandomierz, 14–16 września 2006, Zakład Geografii Fizycznej i Paleogeografii UMCS, Lublin, 62–66. Szwarczewski P., 2007, Geomorfologiczne skutki zasiedlania wysoczyzn lessowych na przykła­dzie okolic Chrobrza (Ponidzie Pińczowskie), [w:] E. Smolska, D. Giriat (red.), Rekonstruk­cja dynamiki procesów geomorfologicznych – formy rzeźby i osady, Wydział Geografii i Stu­diów Regionalnych UW, Warszawa, 389–397. Szwarczewski P., 2009a, Przemiany geomorfologiczne środowiska wyżyn lessowych pod wpły­wem antropopresji na przykładzie okolic Chrobrza (Ponidzie Pińczowskie), [w:] T. Kalicki, J.B. Szmańda, K. Zawada (red.), Metody badań w geomorfologii, Materiały Konferencji Geomorfologów Polskich: Kielce, 28–30 września, Instytut Geografii UH-P Jana Kocha­nowskiego, Kielce, 202–205. Szwarczewski P., 2009b, The formation of deluvial and alluvial cones as a consequence of human settlement on a loess plateau: an example from the Chroberz area (Poland), Radio­carbon 51: 445–455. Śnieszko Z., 1983, Wykształcenie osadów późnovistuliańskich i holoceńskich w rejonie Dzia­łoszyc, [w:] Późnovistuliańskie i holoceńskie zmiany środowiska geograficznego na obsza­rach lessowych Wyżyny Miechowskiej i Opatowsko-Sandomierskiej, Materiały Konferencji: Sosnowiec, 11–14 września 1983, Wydawnictwo Uniwersytetu Śląskiego, Katowice, 38–53. Śnieszko Z., 1984, Przyczynki do badań nad antropogenicznymi zmianami środowiska natural­nego wyżyn lessowych w holocenie (analizy w dorzeczu środkowej Nidzicy), Sprawozdania z Posiedzeń Komisji Naukowych PAN, Oddział w Krakowie 28: 352–354. Śnieszko Z., 1985, Paleogeografia holocenu w dolinie Sancygniówki, Acta Geographica Lodziensia 51: ss. 119. Śnieszko Z., 1987, The Late Vistulian and Holocene fluvial deposits of the middle Nidzica river in the area of Działoszyce, [w:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part II, Geographical Studies, Special Issue 4: 87–94. Śnieszko Z., 1991, Reflection of extreme events in evolution of dry valleys in loess Roztocze Upland, [w:] J. Jersak (red.), Less i osady dolinne, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego 1107: 119–128. Śnieszko Z., 1995, Ewolucja obszarów lessowych Wyżyn Polskich w czasie ostatnich 15 000 lat, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego 1496: ss. 124. BiBliografia Śnieszko Z., 1997, Epizody sedymentacji burzowej rejestrowane w osadach suchych dolin nales­sowych, [w:] Geomorfologiczny i sedymentologiczny zapis powodzi – teraźniejszość, prze­szłość, Materiały Seminarium: Kraków, 21–22 maja 1997, IGiPZ PAN, Kraków, 25–26. Śnieszko Z., Grygierczyk 1991, Osady kopalnej bruzdy w Bronocicach i ich związek z dzia­łalnością człowieka w neolicie, [w:] J. Jersak (red.), Less i osady dolinne, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego 1107: 129–146. Środoń A., 1952, Ostatni glacjał i postglacjał w Karpatach, Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego 67: 27–69. Środoń A., 1959, Zarys historycznego rozwoju szaty roślinnej Polski w późnym glacjale i post­glacjale, [w:] W. Szafer, K. Zarzycki (red.), Szata roślinna Polski, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, 511–543. Święchowicz J., 2001, Rola stoków i den dolin w odprowadzaniu zawiesiny ze zlewni pogórskiej, [w:] W. Chełmicki (red.), Przemiany środowiska na Pogórzu Karpackim. Procesy, gospo­darka, monitoring, Instytut Geografii UJ, Kraków, 31–49. Święchowicz J., 2002, The influence of plant cover and land use on slope – channel decoupling in a foothill catchment: a case study from the Carpathian Foothills, southern Poland, Earth Surface Processes and Landforms 27(5): 463–479. Tavernier R., 1948, Les formations quaternaires de la Belgique en rapport avec l’évolution mor­phologique du pays, Bulletin de la Société Belge de Géologie 62: 609–641. Teisseyre A.K., 1991, The deluvial (slopewash) system: a proposal, Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 39(4): 381–388. Teisseyre A.K., 1992, Epizodyczne koryta a rozwój suchych dolin w krajobrazie rolniczym, Acta Universitatis Wratislaviensis 1399, Prace Geologiczno-Mineralogiczne 29: ss. 67. Teisseyre A.K., 1994, Spływ stokowy i współczesne osady deluwialne w lessowym rejonie Henrykowa na Dolnym Śląsku, Acta Universitatis Wratislaviensis 1586, Prace Geologiczno-Mineralogiczne 43: ss. 188. Thiemeyer H., Blümel W.D., Dambeck R., Dickmann B., Eberle J., Glade T., Hecht S., Houben P., Moldenhauer K.M., Schrott L., Schulte J., Vogt R., Wunderlich J., 2005, Soils, sediments and slope processes and their effects on sediment fluxes into the River Rhine, Erdkunde 59(3–4): 184–198. Thorndycraft V.R., Benito G., 2006, Late Holocene fluvial chronology in Spain: the role of climatic variability and human impact, Catena 66(1–2): 34–41. Tokarski A.K., Świerczewska A., Brud S., Rauch M., Zuchiewicz W., 2004, Lithological control on tectonic deformation of Upper Neogene poorly indurated strata at Witów, Carpathian Foredeep (Poland), GeoLines 17: 91–93. Towpasz K., Kotańska M., 2002, Wpływ działalności człowieka na szatę roślinną Płaskowyżu Proszowickiego, [w:] K. German, J. Balon (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Polski, Problemy Ekologii Krajobrazu 10, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, 344–349. BiBliografia Towpasz K., Kotańska M., 2004, Zróżnicowanie szaty roślinnej na tle warunków siedliskowych i gospodarki człowieka na Płaskowyżu Proszowickim, [w:] M. Kistowski (red.), Studia ekolo­giczno-krajobrazowe w programowaniu rozwoju zrównoważonego. Przegląd polskich doświad­czeń u progu integracji z Unią Europejską, Problemy Ekologii Krajobrazu 13: 261–266. Traczyk A., 2007, Późnoplejstoceńska i holoceńska ewolucja dolin środkowej części Dolnego Śląska na przykładzie doliny Ślęży we Wrocławiu, [w:] R. Sołtysik (red.), Systemy dolinne i ich funkcjonowanie, Prace Instytutu Geografii Akademii Świętokrzyskiej w Kielcach 16: 125–140. Trzcińska-Tacik H., Towpasz K., Kotańska M., 1998, Vegetation cover of the Proszowice Plateau, [w:] Holocene – prehistoric settlement and its environmental setting east of Cracow, The 5th European Paleobotanical and Palynological Conference: 26–30 czerwca 1998, Kraków, 19–22. Tunia K. (red.), 1997, Historia i stan badań zachodniomałopolskiej wyżyny lessowej, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Kraków, ss. 542. Turkowska K., 1984a, Osady dna doliny Neru w Lublinku koło Łodzi, Acta Geographica Lodziensia 50: 151–167. Turkowska K., 1984b, Zróżnicowanie rzeźby dolin rzecznych na Wyżynie Łódzkiej a ich rozwój w późnym plejstocenie i holocenie (na wybranych przykładach), [w:] Rozwój sieci dolinnej na Wyżynie Łódzkiej w późnym plejstocenie i holocenie, Konferencja Robocza: Łódź, 9–12 paź­dziernika 1984, Instytut Geografii Fizycznej i Kształtowania Środowiska UŁ, Łódź, 12–24. Turkowska K., 1985, Osady dna doliny Neru w Lublinku koło Łodzi, Acta Geographica Lodzien­sia 50: 151–167. Turkowska K., 1988, Rozwój dolin rzecznych na Wyżynie Łódzkiej w czwartorzędzie, Acta Geographica Lodziensia 57: ss. 157. Turkowska K., 1990, Main fluvial episodes in the Ner valley in the last 22 000 years; detailed study at Lublinek near Łódź, Central Poland, Quaternary Studies in Poland 9: 85–99. Turkowska K., 1992, Osady rzeczne i ewolucja dolin w okresie 20 000–8 000, na niezlodowaconych, nizinnych obszarach Polski, Przegląd Geologiczny 40(10): 591–594. Turkowska K., 1995, Recognition of valley evolution during the Pleistocene-Holocene transition in non-glaciated regions of the Polish Lowland, Biuletyn Peryglacjalny 34: 209–227. Turkowska K., 1997, Stan wiedzy na temat rozwoju dolin ekstraglacjalnych na Niżu Polskim w okresie przejściowym plejstocen – holocen, Acta Universitatis Lodziensis, Folia Geogra­phica Physica 1: 67–89. Turkowska K., 2002, Rozpoznanie późnovistuliańskich i holoceńskich systemów fluwialnych i stokowych w środkowej Polsce, [w:] K. Turkowska, D. Dzieduszyńska (red.), Transformacja systemów fluwialnych i stokowych w późnym vistulianie i holocenie, Materiały Konferencji: Łodź–Uniejów, 25–27 września 2007, Katedra Badań Czwartorzędu UŁ, Łódź, 5–7. Turkowska K., 2007, Rzeźba i struktura wypełnień dolin górnej Mrogi i Mrożycy jako świadectwa polodowcowych etapów ewolucji międzyrzecza, Acta Geographica Lodziensia 93: 87–106. BiBliografia Turkowska K., Forysiak J., Petera J., Miotk-Szpiganowicz G., 2004, A Warta River system during the Younger Dryas in the Koło Basin (Middle Poland), Questiones Geographicae 23: 23–107. Turski R., 1985, Geneza i właściwości czarnoziemów Wyżyny Zachodniowołyńskiej i Lubelskiej, Roczniki Nauk Rolniczych, seria D 202: 6–81. Twardy J., 2008, Transformacja rzeźby centralnej części Polski Środkowej w warunkach antro­popresji, Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego, Łódź, ss. 292. Tyczyńska M., 1959, Morfologia środkowej części dorzecza Szreniawy, Dokumentacja Geogra­ficzna 6: ss. 41. Tyczyńska M., 1978, Delty kopalne w Kotlinie Sandomierskiej, Folia Geographica, Series Geographica Physica 11: 33–50. Van Rompaey A., Verstraeten G., Van Oost K., Govers G., Poesen J., 2001, Modelling mean annual sediment yield using a distributed approach, Earth Surface Processes and Landforms 26: 1221–1236. Vandenberghe J., 1995, Timescales, climate and river development, Quaternary Science Reviews 14(6): 631–638. Vandenberghe J., 2002, The relation between climate and river processes, landforms and deposits during the Quaternary, Quaternary International 91(1): 17–23. Vandenberghe J., 2003, Climate forcing of fluvial system development: an evolution of ideas, Quaternary Science Reviews 22(20): 2053–2060. Vanwalleghem T., Bork H.R., Poesen J., Dotterweich M., Schmidtchen G., Deckers J., Scheers S., Martens M., 2006, Prehistoric and Roman gullying in the European loess belt: a case study from central Belgium, The Holocene 16(3): 393–401. Vannote R.L., Minshall G.W., Cummins K.W., Sedell J.R., Cushing C.E., 1980, The river continuum concept, Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Science 37: 130–137. Verstraeten G., Poesen J., 2001, Factors controlling sediment yield from small intensively cultivated catchments in a temperate humid climate, Geomorphology 40: 123–144. Verstraeten G., Rommens T., Peeters I., Poesen J., Govers G., Lang A., 2009, A temporarily changing Holocene sediment budget for a loess-covered catchment (central Belgium), Geomorphology 108(1–2): 24–34. Wachecka-Kotkowska L., 1996, Przestrzenne i czasowe zróżnicowanie rozwoju doliny Luciąży, Acta Geographica Lodziensia 71: 259–274. Wachecka-Kotkowska L., 2004a, Ewolucja doliny Luciąży – uwarunkowania klimatyczne a lokalne, Acta Geographica Lodziensia 86: ss. 161. Wachecka-Kotkowska L., 2004b, Przekształcenia systemu fluwialnego doliny dolnej Luciąży w neoholocenie, Folia Geographica Physica, Acta Universitatis Lodzensis 6: 47–70. Wacławik S., 1991, Budowa geologiczna, [w:] I. Dynowska, M. Maciejewski (red.), Dorzecze górnej Wisły, część 1, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa–Kraków, 30–41. Walczowski A., 1982, Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski, 1 : 50 000, ark. Bejsce (949), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. BiBliografia Walczowski A., 1983, Procesy rzeźbotwórcze w okolicy Kazimierzy Wielkiej, Kwartalnik Geologiczny 27(2): 347–364. Walczowski A., 1984, Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski, 1 : 50 000, ark. Kazimierza Wielka (948), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 50. Wasylikowa K., 1964, Roślinność i klimat późnego glacjału w środkowej Polsce na podstawie badań w Witowie koło Łęczycy, Biuletyn Peryglacjalny 13: 261–417. Wasylikowa K., Starkel L., Niedziałkowska E., Skiba S., Stworzewicz E., 1985, Environmental changes in the Vistula valley at Pleszów caused by Neolithic, Przegląd Archeologiczny 33: 19–55. Wojtanowicz J., 1978, Rozwój nizinnej części doliny Sanu na tle paleogeomorfologii Kotliny San­domierskiej, Rozprawy habilitacyjne UMCS, Lublin, ss. 114. Wojtanowicz J., 1995, Charakterystyka litologiczna i stratygrafia osadów plejstoceńskich w doli­nie Bugu koło Uhruska, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B 48(22): 297–309. Wolnik R., 1981, Zastosowanie zdjęć lotniczych do badania rozwoju wąwozów Wyżyny Miechowskiej, Folia Geographica, Series Geographica Physica 14: 131–145. Wójcicki K., 2010, The valley-fill deposits of the Kłodnica River (southern Poland): environmen­tal drivers of facies changes from the Late Vistulian through the Holocene, Geochronometria 35: 49–66. Wójcicki K., 2012, Przejawy denudacji we wschodniej części dorzecza górnej Odry od schyłku epoki brązu, [w:] A. Łajczak (red.), Antropopresja w wybranych strefach morfoklimatycz­nych – zapis w rzeźbie i osadach, Wydział Nauk o Ziemi UŚ, Sosnowiec, 453–460. Wójcicki K., Sleszyński P., Mazur S., 2010, Holocene inset fills of the Odra river in the Racibórz basin, Quaestiones Geographicae 29(3): 85–93. Wunderlich J., 2000, Prähistorische und historische Bodenerosion im Amöneburger Becken-Abge­leitet aus einer Sequenz datierter Kolluvien, Berichte der Kommission für Archäologische Landesforschung in Hessen 5: 9–15. Zaręczny S., 1894, Objaśnienia do arkusza Kraków i Chrzanów, [w:] Atlas Geologiczny Galicji, t. 3, Kraków, ss. 290. Zgłobicki W., 2008, Geochemiczny zapis działalności człowieka w osadach stokowych i rzecznych, Wydawnictwo UMCS, Lublin, ss. 240. Zgłobicki W., Rodzik J., 2007, Heavy metals in slope deposits of loess areas of the Lublin Upland (E Poland), Catena 71(1): 84–95. Zgłobicki W., Rodzik J., Schmidt A., Schmidtchen G. Dotterweich M., Zamhoffer S., Bork H.G., 2003, Fazy erozji wąwozowej w okolicach Kazimierza Dolnego, [w:] J.M. Waga, K. Kocel (red.), Człowiek w środowisku przyrodniczym – zapis działalności, Polskie Towa­rzystwo Geograficzne, Sosnowiec, 234–238. Zuchiewicz W., 1995, Selected aspects of neotectonics of the Polish Carpathians, Folia Quater­naria 66: 145–204. BiBliografia Zwoliński Z., 1985, Sedymentologia osadów przyrostu pionowego na terasie zalewowej Parsęty, Badania Fizjograficzne nad Polską Zachodnią, Seria A – Geografia Fizyczna 35: 205–238. Zwoliński Z., 1986, Morphogenetic activity of overbank flows on the Parsęta River floodplain, the Pomeranian Lakeland; general outline, Acta Universitatis Nicolae Copernici, Geografia 21, Nauki Matematyczno-Przyrodnicze 67: 81–86. Zygmunt E., 2004a, Archeological and radiocarbon dating of alluvial fans as an indicator of prehistoric colonization of the Głubczyce Plateaeu, (Southwestern Poland), Geochrono­metria 23: 101–107. Zygmunt E., 2004b, Ewolucja małych dolin lessowych na Płaskowyżu Głubczyckim w czasie ostatnich 7 000 lat, Przegląd Geologiczny 52(11): 1084–1085. Zygmunt E., 2009, Alluvial fans as an effect of long-term man-landscape interactions and most climate conditions: A case study from the Głubczyce Plateau, SW Poland, Geomorphology 108(1–2): 58–70. Żurek S., Pazdur A., 1999, Zapis zmian paleohydrologicznych w rozwoju torfowisk Polski, [w:] A. Pazdur, A. Bluszcz, W. Stankowski, L. Starkel (red.), Geochronologia górnego czwarto­rzędu w Polsce w świetle datowania radiowęglowego i luminescencyjnego, Wydawnictwo WIND-J. Wojewoda, Wrocław, 215–228. Żyła M., 2007, Ewolucja gleb erodowanych w obszarach lessowych, praca doktorska, Archiwum Zakładu Gleboznawstwa i Geografii Gleb, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, ss. 145. DEVELOPMENT OF VALLEYS IN THE MOUTH RIVER’S REACHES OF LOESS UPLANDS IN POLAND SUMMARY The publication presents the results of several years of research in the loess uplands of southern Poland. The purpose of the research was to recognize Late Vistulian and Holocene valley development at the mouth of rivers of varying size. The influence of climate changes and local factors on the valley evolution and the clarity of sedimentological records were considered. Other issues analyzed were determinants of sediment supply in valley floors and the rate of floodplain aggradation. The S.A. Schumm (1977) fluvial system model was used to describe the effect of Late Vistulian and Holocene development of the large Vistula Valley on the development of its upland tributaries. The study area consisted of the mouths of two left bank tributaries of the Vistula River – the Szreniawa River (7.6 km long section) and the Rudnik River (5.9 km long section). Those two valleys differ in terms of catchment morphometry, geological structure and relief and represent two different types of loess upland river valleys in Poland. The Szreniawa Valley represents large valleys with a flat floor featuring a catchment with variable geology and relief. The Rudnik Valley is a small valley rather homogeneous in geology and denudation-type relief. The research goal was realized based on the recognition of the impact of the natural environment differentiation of the Szreniawa and Rudnik catchments and the evolution of the Vistula Valley on the sediment structure in the floor of those two valleys. The structure of the floodplains of both valleys was analyzed based on sediment cores obtained at 24 sites. Sediment thickness, grain size, carbonate content and organic matter content were taken into account. The collected data Development of valleys in the mouth river’s reaches ... were also used to identify lithofacies, which were analyzed at longitudinal and cross sections of each analyzed valleys. Sediment thickness data and age data were used to estimate the average rate of accumulation. Subsequently, slope and relief of valley floors was considered as presumable factors which control the pattern and rate of accumulation. The supply of clastic material to each floodplain from channels, slopes and lateral valleys were also considered. Based on sedimentological analysis the Late Vistulian and Holocene evolution of the Szreniawa Valley and the Rudnik Valley was described. This evolution was also compared to that of other valleys of European loess uplands.. Research has shown that valley floors in loess areas are formed of mineral and mineral-organic materials several meters thick. In large river valleys like that of Szreniawa. Holocene alluvial material build up the Vistulian fluvioglacial deposits and Late Vistulian overbank deposits. In small valleys like the Rudnik one, this accumulation began during the Late Vistulian directly on the loess parent material or loess-derived sediments associated with the mechanical denudation of slopes. This suggests that river valley floors in loess areas are of the aggradation-type. The structure and thickness of sediments forming such valley floors are a reflection of the climate changes, local characteristics of the natural environment, and human impact. Broader factors such as climate change were key determinants of river valley evolution across loess uplands during the Late Vistulian, Eo-Holocene and Meso-Holocene. These determinants affected the intensity of mechanical and chemical denudation of loess areas and tended to help transform braided river channels in large valleys into meandering ones. The evolution of river valleys in loess areas during the Neo-Holocene is the result of both climate factors and human impact varying over time and across geographic space. The evolution of river valleys in loess areas is reflected in a variety of formations and sediments found across the valley floor. This evolution is driven by local factors. It was concluded that valley evolution depends on valley size due to a variety of reactions of the fluvial system to climate change. This reaction was determined by differences in the local natural environment, a discharge regime and the river size. Large river valleys characterized by active fluvial processes, differentiated geology and relief of catchments clearly reacted to climate changes during the Late Vistulian and Early Holocene. The shift in river channel patterns like this which was mentioned above occurred rather late in comparison to that in large river valleys of the Central Europe. The decisive factor that delayed their reaction to climate change was the small gradient of large valleys in loess areas and the large distance to their erosion base. In small river valleys featuring denudation-type relief, low discharge and low intensity of fluvial processes, phases of river activity associated with climate change during the Late Vistulian and Early Holocene were not reflected in the evolution of river channels and valley floors. Development of valleys in the mouth river’s reaches ... Few meaningful changes in channel and floodplain evolution occurred during the Eo-Holocene and Meso-Holocene due to climate conditions and increasing plant cover limiting slope denudation. Significant changes began to occur in the valley floors during the Late Meso-Holocene due to intense aggradation associated with climate change as well as human impact. Initially this impact was limited and local (Early Neolithic), however human impact became stronger and more common during the Middle Neolithic and the Roman Era. The human impact tended to aggravate the response of the natural environment to climate change. Neo-Holocene phases of fluvial activity in loess areas are difficult to recognize due to significant changes of the type of sedimentation and increased aggradation in the valley floors caused by human impact. The start of aggradation in the river valley floors in loess areas is clearly delayed in comparison with slope denudation across corresponding catchments. This verifies the diachronic model of catchment sedimentation and underscores the importance of the location of sampling sites across loess areas in paleographical research. The rate of aggradation across valley floors in loess areas during the Holocene remains driven by sediment supply patterns across valley floors. Valley size, intensity of fluvial processes, catchment relief (especially width of valley floor) as well as preservation of upper terraces and denudation surfaces determines the direction of sediment flow, thickness and structure. The floors of large river valleys within loess uplands consist primarily of overbank deposits. In small valleys with small drainage density and lack of natural morphological edges along the main axis of the valley, sediments often migrate directly from slopes to valley floors. In the catchments of small rivers characterized by intense denudation processes, slope sediments may become trapped in subcatchments, such as lateral valleys and the foot of the slope. Sediment transfer patterns found in loess catchments – collection of clastic material across valley floors and at the foot of the slope – suggest that loess uplands are important in the study of the Late Vistulian and Holocene evolution of the natural environment on a local and regional scale. However, paleographic research in loess areas is limited by the lack of the ability to monitor the evolution of river channels due to the rapid aggradation rate. Another difficulty encountered in the research process in loess areas is the lithofacial classification of sediments especially that based solely on geological cores. Tributaries flowing across loess uplands in Central Europe belong to the so-called transit zones of fluvial systems. The relationship between the evolution of transit valleys and the evolution of valleys along the mouth sections of rivers in loess areas is more complex than that in piedmont and young glacial areas. It is determined by the size and maturity of the fluvial subsystem of loess upland rivers and differences in the evolution of specific sections of the large river valleys. Changes in the location of large river channels (distance, elevation) are very important in the evolution of the Development of valleys in the mouth river’s reaches ... mouth section of loess upland rivers. The close proximity of transit river channels and changes in their elevation usually determined several stages of deep erosion and changes in the gradient of lateral valleys. A large distance to a large river channel impedes deep erosion in lateral valleys. The evolution of large river valleys affected considerably the evolution of small loess upland river ones during the Late Vistulian as well as during the Holocene. On the other hand, the evolution of large upland tributary valleys was strongly affected by the evolution of the main transit valley during the Late Vistulian. This was a period of deep erosion in large upland river valleys, linked to the various stages of erosion in the main river valley. In the Holocene, the influence of the evolution of main river valleys on the development of large upland valleys can be seen only in differences in floodplain sedimentation. Today the effect of upland tributaries on large Central European rivers systems is negligible. Denudation and erosion­denudation type of loess uplands relief determines detention of clastic material within a catchment. Only small quantities reach the valley floors and main rivers. Only large loess upland rivers, from time to time, contribute some material to main rivers. Smaller ones do not have such an effect on the main Central European rivers due to the low intensity of fluvial processes. SPIS RYCIN LIST OF FIGURES Rycina 1. Położenie zlewni Szreniawy oraz zlewni Rudnika (R) na tle granic jednostek fizycznogeograficznych wg J. Kondrackiego (1994) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20 Figure 1. Location of the Szreniawa and Rudnik (R) catchments against geographical region boundaries after J. Kondracki (1994) ............................ 20 Rycina 2. Szkic tektoniczny regionu (na podstawie: Gradziński 1993; Krysiak 2000; Rauch-Włodarska i in. 2006; Stupnicka 2007) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28 Figure 2. Regional tectonics outline (after Gradziński 1993; Krysiak 2000; Rauch-Włodarska et al. 2006; Stupnicka 2007). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28 Rycina 3. Szkic tektoniczny górnej części zlewni Szreniawy (na podstawie: Bukowy 1968) . . . . . . 29 Figure 3. Local tectonic outline of the upper part of the Szreniawa catchment (after Bukowy 1968) . . 29 Rycina 4. Uproszczona mapa geologiczna zlewni Szreniawy (na podstawie: Rühle 1949; Walczowski 1982; Radzki i in. 1989) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 Figure 4. Simplified geological map of the Szreniawa catchment (after Rühle 1949; Walczowski 1982; Radzki et al. 1989) ................................ 31 Rycina 5. Uproszczona mapa geologiczna zlewni Rudnika (na podstawie: Płonczyński 1990) . . . . . 33 Figure 5. Simplified geological map of the Rudnik catchment (after Płonczyński 1990) . . . . . . . . 33 Rycina 6. Mapa geomorfologiczna wschodniej części zlewni Szreniawy (na podstawie: badania własne oraz Izmaiłow, Michno 2009) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39 Figure 6. Geomorphological map of the eastern part of the Szreniawa catchment (based on author’s own research and after Izmaiłow and Michno 2009) . . . . . . . . . . . . . . 39 List oF FiguRes Rycina 7. Rzeźba stropu osadów mioceńskich we wschodniej części zlewni Szreniawy (napodstawie: Pawlak red. 1977a, b) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40 Figure 7. Relief of the Miocene sediments top in the eastern part of the Szreniawa catchment (after Pawlak ed. 1977a, b) ..................................... 40 Rycina 8. Profil podłużny i wybrane profile poprzeczne doliny Szreniawy . . . . . . . . . . . . . . . 42 Figure 8. Longitudinal profile and selected cross sections of the Szreniawa Valley . . . . . . . . . . 42 Rycina 9. Mapa geomorfologiczna badanego fragmentu zlewni Rudnika (na podstawie: badania własne) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44 Figure 9. Geomorphological map of the study area in the Rudnik catchment (based on author’s own research) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44 Rycina 10. Profil podłużny i wybrane profile poprzeczne doliny Rudnika . . . . . . . . . . . . . . . . 45 Figure 10. Longitudinal profile and selected cross sections of the Rudnik Valley . . . . . . . . . . . 45 Rycina 11. Rzeźba stropu osadów mioceńskich w zlewni Rudnika (na podstawie: Pawlak red. 1977a, b) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46 Figure 11. Relief of the Miocene sediments top in the Rudnik catchment (after Pawlak ed. 1977a, b) ..................................... 46 Rycina 12. Rozmieszczenie posterunków opadowych (por. tabela 5) . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 Figure 12. Location of precipitation gauging stations (see Table 5) . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 Rycina 13. Rozmieszczenie posterunków opadowych, dla których odnotowano opady ulewne – wybrane przykłady (por. tabela 6) ........................... 51 Figure 13. Location of precipitation gauging stations at which downpours were recorded – examples (see Table 6) ...................................... 51 Rycina 14. Struktura użytkowania ziemi w zlewni Szreniawy i w zlewni Rudnika (opracowanie własne) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56 Figure 14. Land-use structure in the Szreniawa and Rudnik catchments (author’s own analysis) ....................................... 56 Rycina 15. Lokalizacja wierceń wykonanych w dnie doliny Szreniawy . . . . . . . . . . . . . . . . . 59 Figure 15. Location of drillings in the Szreniawa Valley . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59 Rycina 16. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-1 . . . . . . . . . . . . . . . . 60 Figure 16. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-1 profile . . . . . . . 60 List oF FiguRes Rycina 17. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .61 Figure 17. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-1 profile ................................... 61 Rycina 18. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-2 . . . . . . . . . . . . . . . . 62 Figure 18. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-2 profile . . . . . . . 62 Rycina 19. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63 Figure 19. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-2 profile ................................... 63 Rycina 20. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-3 . . . . . . . . . . . . . . . . 64 Figure 20. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-3 profile . . . . . . . 64 Rycina 21. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-3 ........................................ 65 Figure 21. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-3 profile ................................... 65 Rycina 22. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-4 . . . . . . . . . . . . . . . . 66 Figure 22. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-4 profile . . . . . . . 66 Rycina 23. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-4 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .67 Figure 23. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-4 profile ................................... 67 Rycina 24. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-5 . . . . . . . . . . . . . . . . 69 Figure 24. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-5 profile . . . . . . . 69 Rycina 25. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-5 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .70 Figure 25. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-5 profile ................................... 70 Rycina 26. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-6 . . . . . . . . . . . . . . . . 71 Figure 26. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-6 profile . . . . . . . 71 List oF FiguRes Rycina 27. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-6 ........................................ 72 Figure 27. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-6 profile ................................... 72 Rycina 28. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-7 . . . . . . . . . . . . . . . . 73 Figure 28. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-7 profile . . . . . . . 73 Rycina 29. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-7 .......................................... 74 Figure 29. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-7 profile ................................... 74 Rycina 30. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-8 . . . . . . . . . . . . . . . . 75 Figure 30. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-8 profile . . . . . . . 75 Rycina 31. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-8 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .76 Figure 31. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-8 profile ................................... 76 Rycina 32. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-9 . . . . . . . . . . . . . . . . 78 Figure 32. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-9 profile . . . . . . . 78 Rycina 33. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-9 .......................................... 79 Figure 33. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-9 profile ................................... 79 Rycina 34. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-10 . . . . . . . . . . . . . . . . 80 Figure 34. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-10 profile . . . . . . . 80 Rycina 35. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-10 ............................................81 Figure 35. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-10 profile .................................. 81 Rycina 36. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-11 . . . . . . . . . . . . . . . . 82 Figure 36. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-11 profile . . . . . . 82 List oF FiguRes Rycina 37. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-11 ............................................83 Figure 37. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-11 profile .................................. 83 Rycina 38. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-12 . . . . . . . . . . . . . . . . 84 Figure 38. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-12 profile . . . . . . 84 Rycina 39. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-12 ............................................85 Figure 39. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-12 profile .................................. 85 Rycina 40. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-13 . . . . . . . . . . . . . . . . 86 Figure 40. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-13 profile . . . . . . 86 Rycina 41. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-13 ....................................... 87 Figure 41. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-13 profile .................................. 87 Rycina 42. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-14 . . . . . . . . . . . . . . . . 88 Figure 42. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-14 profile . . . . . . 88 Rycina 43. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-14 ............................................89 Figure 43. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-14 profile .................................. 89 Rycina 44. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-15 . . . . . . . . . . . . . . . . 90 Figure 44. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-15 profile . . . . . . 90 Rycina 45. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-15 ............................................91 Figure 45. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-15 profile .................................. 91 Rycina 46. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-16 . . . . . . . . . . . . . . . . 92 Figure 46. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-16 profile . . . . . . 92 List oF FiguRes Rycina 47. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-16 ............................................93 Figure 47. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-16 profile . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93 Rycina 48. Zróżnicowanie osadów dna doliny Szreniawy w profilu K-17 . . . . . . . . . . . . . . . . 94 Figure 48. Sediment differentiation in the floor of the Szreniawa Valley in the K-17 profile . . . . . . 94 Rycina 49. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu K-17 ............................................95 Figure 49. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the K-17 profile .................................. 95 Rycina 50. Rozmieszczenie prób osadów piaszczysto-żwirowych w profilach K-1–K-7 na diagramie zależności C/M .................................... 97 Figure 50. Distribution of sand and gravel sediment samples in the K-1–K-7 profiles on the C/M dependence diagram .................................. 97 Rycina 51. Rozmieszczenie prób drobnoziarnistych osadów węglanowych w profilach: K-1, K-2, K-3, K-5, K-6 na diagramie zależności C/M . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99 Figure 51. Distribution of fine-grained carbonate sediment samples in the; K-1, K-2, K-3, K-5 and K-6 profiles on the C/M dependence diagram . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99 Rycina 52. Rozmieszczenie prób osadów mineralno-organicznych w profilach K-2–K-6 na diagramie zależności C/M ................................... 101 Figure 52. Distribution of mineral and organic sediment samples in the K-2–dK-6 profiles on the C/M dependence diagram. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101 Rycina 53. Rozmieszczenie prób pyłów masywnych w profilach K-2–K-6 na diagramie zależności C/M ................................... 102 Figure 53. Distribution of massive silt samples in the K-2–K-6 profiles on the C/M dependence diagram ................................. 102 Rycina 54. Rozmieszczenie prób osadów piaszczysto-żwirowych w profilach K-8–K-12 na diagramie zależności C/M ................................... 104 Figure 54. Distribution of sand and gravel sediment samples in the K-8–K-12 profiles on the C/M dependence diagram ................................. 104 List oF FiguRes Rycina 55. Rozmieszczenie prób drobnoziarnistych osadów węglanowych w profilach: K-8, K-9, K-10, K-12 na diagramie zależności C/M . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106 Figure 55. Distribution of fine-grained carbonate sediment samples in the: K-8, K-9, K-10 and K-12 profiles on the C/M dependence diagram . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106 Rycina 56. Rozmieszczenie prób osadów mineralno-organicznych w profilach K-8–K-12 na diagramie zależności C/M ................................... 107 Figure 56. Distribution of mineral and organic sediment samples in the K-8–K-12 profiles on the C/M dependence diagram ............................. 107 Rycina 57. Rozmieszczenie prób pyłów masywnych w profilach K-8–K-12 na diagramie zależności C/M ................................... 108 Figure 57. Distribution of massive silt samples in the K-8–K-12 profiles on the C/M dependence diagram ................................. 108 Rycina 58. Rozmieszczenie prób osadów piaszczysto-żwirowych w profilach K-13–K-17 na diagramie zależności C/M ................................... 109 Figure 58. Distribution of sand and gravel sediment samples in the K-13–K-17 profiles on the C/M dependence diagram ............................. 109 Rycina 59. Rozmieszczenie prób pyłów masywnych w profilach K-13–K-17 na diagramie zależności C/M ................................... 111 Figure 59. Distribution of massive silt samples in the K-13–K-17 profiles on the C/M dependence diagram ............................. 111 Rycina 60. Zróżnicowanie piasków różnoziarnistych i żwirów w profilu podłużnym doliny Szreniawy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112 Figure 60. Differentiation of sands and gravels of variable size along the longitudinal profile of the Szreniawa Valley . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112 Rycina 61. Zróżnicowanie drobnoziarnistych osadów węglanowych w profilu podłużnym doliny Szreniawy ................................... 113 Figure 61. Differentiation of fine-grained carbonate sediments along the longitudinal profile of the Szreniawa Valley . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113 Rycina 62. Zróżnicowanie osadów mineralno-organicznych w profilu podłużnym doliny Szreniawy ......................................... 113 Figure 62. Differentiation of mineral and organic sediments along the longitudinal profile of the Szreniawa Valley .................................. 113 List oF FiguRes Rycina 63. Zróżnicowanie pyłów masywnych w profilu podłużnym doliny Szreniawy . . . . . . . . 114 Figure 63. Differentiation of massive silts along the longitudinal profile of the Szreniawa Valley . . . 114 Rycina 64. Lokalizacja wierceń wykonanych w dnie doliny Rudnika . . . . . . . . . . . . . . . . . 116 Figure 64. Location of drillings in the floor of Rudnik Valley . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 116 Rycina 65. Zróżnicowanie osadów dna doliny Rudnika w profilu R-1 . . . . . . . . . . . . . . . . 117 Figure 65. Sediment differentiation in the floor of Rudnik Valley in the R-1 profile . . . . . . . . . 117 Rycina 66. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu R-1 ........................................... 118 Figure 66. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-1 profile .................................. 118 Rycina 67. Zróżnicowanie osadów dna doliny Rudnika w profilu R-2 . . . . . . . . . . . . . . . . 119 Figure 67. Sediment differentiation in the floor of Rudnik Valley in the R-2 profile . . . . . . . . . . 119 Rycina 68. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu R-2 ........................................... 120 Figure 68. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-2 profile .................................. 120 Rycina 69. Zróżnicowanie osadów dna doliny Rudnika w profilu R-3 . . . . . . . . . . . . . . . . 121 Figure 69. Sediment differentiation in the floor of Rudnik Valley in the R-3 profile . . . . . . . . . . 121 Rycina 70. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu R-3 ....................................... 122 Figure 70. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-3 profile .................................. 122 Rycina 71. Zróżnicowanie osadów dna doliny Rudnika w profilu R-4 . . . . . . . . . . . . . . . . 123 Figure 71. Sediment differentiation in the floor of Rudnik Valley in the R-4 profile . . . . . . . . . 123 Rycina 72. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu R-4 ....................................... 124 Figure 72. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-4 profile .................................. 124 Rycina 73. Zróżnicowanie osadów dna doliny Rudnika w profilu R-5 . . . . . . . . . . . . . . . . 125 Figure 73. Sediment differentiation in the floor of Rudnik Valley in the R-5 profile . . . . . . . . . 125 List oF FiguRes Rycina 74. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu R-5 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126 Figure 74. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-5 profile .................................. 126 Rycina 75. Zróżnicowanie osadów dna doliny Rudnika w profilu R-6 . . . . . . . . . . . . . . . . 127 Figure 75. Sediment differentiation in the floor of Rudnik Valley in the R-6 profile . . . . . . . . . . 127 Rycina 76. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu R-6 ........................................... 128 Figure 76. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-6 profile .................................. 128 Rycina 77. Zróżnicowanie osadów dna doliny Rudnika w profilu R-7 . . . . . . . . . . . . . . . . 129 Figure 77. Sediment differentiation in the floor of Rudnik Valley in the R-7 profile . . . . . . . . . 129 Rycina 78. Zróżnicowanie średniej średnicy ziarn (Mz) i odchylenia standardowego (..1) osadów w profilu R-7 ....................................... 130 Figure 78. Differentiation of the average grain diameter (Mz) and standard deviation (..1) for sediments in the R-7 profile .................................. 130 Rycina 79. Rozmieszczenie prób węglanowych pyłów masywnych w profilach R-1–R-7 na diagramie zależności C/M ................................... 132 Figure 79. Distribution of carbonate massive silt samples in the R-1–R-7 profiles on a C/M dependence diagram .............................. 132 Rycina 80. Zróżnicowanie węglanowych pyłów masywnych w profilu podłużnym doliny Rudnika . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133 Figure 80. Differentiation of carbonate massive silts along the longitudinal profile of the Rudnik Valley ........................................ 133 Rycina 81. Rozmieszczenie prób osadów mineralno-organicznych w profilach R-1–R-7 na diagramie zależności C/M ................................... 134 Figure 81. Distribution of mineral and organic sediment samples in the R-1–R-7 profiles on a C/M dependence diagram .............................. 134 Rycina 82. Zróżnicowanie osadów mineralno-organicznych w profilu podłużnym doliny Rudnika .......................................... 135 Figure 82. Differentiation of mineral and organic sediments along the longitudinal profile of the Rudnik Valley ........................................ 135 List oF FiguRes Rycina 83. Rozmieszczenie prób pyłów masywnych w profilach R-1–R-7 na diagramie zależności C/M ................................... 136 Figure 83. Distribution of massive silt samples in the R-1–R-7 profiles on a C/M dependence diagram .................................. 136 Rycina 84. Zróżnicowanie pyłów masywnych w profilu podłużnym doliny Rudnika . . . . . . . . . 137 Figure 84. Differentiation of massive silts along the longitudinal profile of the Rudnik Valley . . . . 137 Rycina 85. Budowa dna doliny Szreniawy w rejonie Książnic Wielkich . . . . . . . . . . . . . . . . 141 Figure 85. Geology of the Szreniawa Valley floor in the Książnice Wielkie area . . . . . . . . . . . . 141 Rycina 86. Budowa dna doliny Szreniawy w rejonie Koszyc . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 143 Figure 86. Geology of the Szreniawa Valley floor in the Koszyce area . . . . . . . . . . . . . . . . 143 Rycina 87. Budowa dna doliny Rudnika w rejonie Rudna Dolnego . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151 Figure 87. Geology of the Rudnik Valley floor in the Rudno Dolne area . . . . . . . . . . . . . . . 151 Rycina 88. Schemat budowy den dolin rzecznych na wyżynach lessowych oraz warunki dostawy materiału klastycznego do den dolin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 167 Figure 88. Scheme of river valley floors geology in loess upland areas and conditions for the clastic material supply to the valley floors . . . . . . . . . . . . . . . . . 167 SPIS TABEL LIST OF TABLES Tabela 1. Regionalizacja fizycznogeograficzna zlewni Szreniawy i zlewni Rudnika (na podstawie: Kondracki 1994) 19 Table 1. Physicogegraphical regionalization of the Szreniawa and Rudnik catchments (after Kondracki 1994) 19 Tabela 2. Parametry morfometryczne zlewni Szreniawy i zlewni Rudnika (opracowanie własne) 21 Table 2. Morphometric parameters for the Szreniawa and Rudnik catchments (the author’s own work) 21 Tabela 3. Zestawienie datowań 14C osadów organicznych 24 Table 3. Carbon-14 dating of organic sediments 24 Tabela 4. Udział wychodni utworów starszych od czwartorzędu w powierzchni zlewni Szreniawy i zlewni Rudnika (na podstawie: Rühle 1949; Walczowski 1982; Radzki i in 1989; Płonczyński 1990) 32 Table 4. Percentage of pre-Quaternary outcroppings in the Szreniawa and Rudnik catchment areas (after Rühle 1949; Walczowski 1982; Radzki et al. 1989; Płonczyński 1990) 32 Tabela 5. Średnie miesięczne sumy opadów (mm) na wybranych posterunkach opadowych (1951–1970) (na podstawie: Paszyński, Kluge 1986) 50 Table 5. Mean monthly precipitation totals (mm) on selected gauging stations (1951–1970) (after Paszyński, Kluge 1986) 50 Tabela 6. Daty wystąpienia lokalnych powodzi na Wyżynie Miechowskiej i Płaskowyżu Proszowickim (na podstawie: Bryndal i in 2008) 51 Table 6. Examples of local floods in the Miechów Upland and the Proszowice Plateau (after Bryndal et al. 2008) SPIS FOTOGRAFII LIST OF PHOTOGRAPHS Fotografia 1. Krawędź stożka napływowego doliny Łapszowianki nadbudowującego dno doliny Szreniawy w rejonie Książnic Wielkich (fot A Michno) 41 Photo 1. Edge of the alluvial fan in the Łapszowianka Valley that builds up the Szreniawa Valley near the town of Książnice Wielkie (photo by A Michno) 41 Fotografia 2. Koryto Szreniawy w okolicach Koszyc (fot A Michno) 43 Photo 2. The Szreniawa river channel near Koszyce (photo by A Michno) 43 Fotografia 3. Doliny denudacyjne rozcinające stoki w zlewni Rudnika w okolicach Dobranowic (fot A Michno) 47 Photo 3. Denudation valleys fragmenting slopes in the Rudnik Valley catchment near Dobranowice (photo by A Michno) 47 Fotografia 4. Akumulacja osadów deluwialnych u podnóży stoków w dolinie Rudnika (fot A Michno) 48 Photo 4. Accumulation of deluvial sediments at the slope foot in the Rudnik Valley (photo by A Michno) 48 Fotografia 5. Drobnoziarniste osady węglanowe w profilu K-2 (fot A Michno) 98 Photo 5. Fine-grained carbonate sediments in the K-1 profile (photo by A Michno) 98 Fotografia 6. Osady mineralno-organiczne w profilu K-5 (fot A Michno) 100 Photo 6. Mineral and organic deposits in the K-5 profile (photo by A Michno) 100 Fotografia 7. Pyły masywne w profilu K-5 (fot A Michno) 100 Photo 7. Massive silts in the K-5 profile (photo by A Michno) 100 Fotografia 8. Piaski różnoziarniste i żwiry w profilu K-8 (fot A Michno) 105 Photo 8. Sands and gravels of variable size in the K-8 profile (photo by A Michno) 105