Geologia [s, rbg]

Opracował D. Wieczorek

Stratygrafia

W otworze Włoszczowa-IG 1, dowierconym do głębokości 2618,6 m, stwierdzono występowanie skał, które później powiązano z sylurem, dewonem dolnym i środkowym, triasem dolnym, środkowym i górnym, jurą dolną, środkową i górną, kredą dolną i górną oraz czwartorzędem [6].

Utwory syluru, (rozpoznane na głębokości 2541,0-2618,6 m; 77,6 m miąższości pozornej), wykształcone są jako: łupki ciemnoszare i czarne, rzadziej brunatno-wiśniowe [6]. Łupki są silnie zdiagenezowane, skliważowane z licznymi mikroszczelinami wypełnionymi ankerytem, rzadziej szarożółtym dolomitem, upad w granicach 80-85 stopni. W materiale organicznym znaleziono Leiomesotriletes sp., Leiofusa sp., Leiosphaeridium sp., Stenozonomesotriletes ap. i Baltisphaeridium sp.

Utwory dewonu dolnego, emsu?, (rozpoznane na głębokości 2512,0-2541,0 m; 29,0 m mp), wykształcone są jako: łupki brunatnowiśniowe i mułowce, jasnoszare piaskowce kwarcytowe, piaskowce kwarcytowe zlewne szare i szarozielonkawe, kwarcyty zlewne szare i szarozielonkawe, silnie i różnokierunkowo spękane ze szczelinami wypełnionymi zielonkawym iłem bentonitowym [6]. W piaskowcach występują liczne ślizgi tektoniczne, napotyka się żyły krystalicznego kwarcu z rozproszonym pirytem. Upad około 45 stopni.

Utwory dewonu środkowego, żywetu, (rozpoznane na głębokości 2338,1-2512,0 m; 173,9 m mp), wykształcone są jako: wapienie szare drobnokrystaliczne, masywne, spękane i pokruszone, użylone różowym kalcytem, dalej wapienie szare z odcieniem zielonkawym, skrytokrystaliczne, silnie spękane i użylone kalcytem, w których występują pojedyncze Amphipora pervesiculata Locompte i fragmenty przekrystalizowanych Tetracoralla, następnie wapienie szare, miejscami różowawe, silnie spękane i użyolne kalcytem (żyły do 70 cm grubości; różanka typu zelejowskiego), miejscami szczeliny w wapieniach wypełnione są szarozielonym lub rdzawym iłem, przerośniętym różowym kalcytem, widoczne jest też krasowienie wapienie, wapienie z czerwonymi iłami, bliżej spągu spotyka się wkładki zlepieńcowate złożone z okruchów łupków zielonych i wapieni szarych o spoiwie kalcytowo-ilastym, iły z widocznymi ślizgami tektonicznymi, upady rzędy 50 stopni [6]. W spągowych partiach występują wapienie ciemnoszare, niekiedy prawie czarne, masywne, gruboławicowe, spękane i użylone białym, rzadziej różowym kalcytem, niekiedy z brunatoszarym iłem. Liczne szczątki koralowców i ramienionogów, z Amphipora pervesiculata Lecompte, Bornhardtina skalensis Biernat. Upady warstw około 35 stopni.
Utwory triasu dolnego, retu (pstrego piaskowca górnego), (rozpoznane na głębokości 2280,0-2338,1 m; 58,1 m mp), wykształcone są jako wapienie szare skrytokrystaliczne z przewarstwieniami ciemnoszaro-zielonego marglu z Costatoria costata (Zenker), Velopecten sp., Lingula tenuissima Bronn, Lingula sp. i Gervilleia sp., upad około 10 stopni; dalej występują wapienie szare, margle ciemnoszare oraz margle dolomityczne jasnoszare; następnie mamy margle dolomityczne jasnoszare, zwięzłe, porowate, słone, z kryształkami i żyłkami gipsu oraz margle dolomityczne ciemnoszare, masywne, z laminami lub drobnymi warstewkami anhydrytów drobnokrystalicznych, a na płaszczyznach uławiceń częste są ślizgi tektoniczne, upady rzędu 8 stopni; w warstwach spągowych występują dolomity ciemnoszare, mułowce zielonkawe i gips, oraz zlepieńce z łożone z okruchów dolomitów ciemnoszarych, mułowców szarozielonkawych o spoiwie ilastym z dużym udziałem gipsu [6].
Utwory triasu środkowego, wapienia muszlowego, (rozpoznane na głębokości 2174,5-2280,0 m; 105,5 m mp), wykształcone są jako wapienie drobnokrystaliczne szare, zwięzłe, spękane i użylone białym klacytem, fragmenty Terebratula sp.; margle ciemnoszare; następnie wapienie szare krystaliczne i wapienie organodetrytyczne; wapienie szare drobnokrystaliczne, zwięzłe, ze szwami stylolitowymi, skamieniałości Myophoria cf. germanica Ibrahim, Coenothyris vulgaris (Schlotheim), Lima sp.; dalej wapienie szare drobnokrystaliczne, sporadycznie ciemne margle; oraz wapienie szare drobnokrystaliczne, masywne, o teksturze falistej, podkreślonej nieregularnymi laminami lub wkładkami ciemnoszaro-oliwkowych margli [6].
Utwory triasu górnego, kajpru, (rozpoznane na głębokości 1995,0-2174,5 m; 179,5 m mp), wykształcone są jako mułowce i piaskowce brunatnowiśniowe i szare, miejscami ze śladami gipsów, dalej jako mułowce brunatnowisniowe i piaskowce drobnoziarniste o ilastym spoiwie, brunatnoszare; mułowce brunatnowiśniowe z zielonkawymi i fioletowymi plamami, średnio zwięzłe, przechodzące w iłowiec łupkowaty o grubopłytkowej oddzielności, łupki szarozielonkawe lub różowoszare, zwięzłe o drobnopłytkowej oddzielności, upad 10 stopni; margle dolomityczne szarozielonkawe lub różowawe z wkładkami mułowca szarozielonego; mułowce brunatnowiśniowe i margle szare; anhydryty szare, mułowce brunatnoszare i margle dolomityczne szarozielonkawe; margle szarozielonkawe, zwięzłe, rzadko spękane i użylone kalcytem, z wkładkami wapienia ciemnoszarego drobnokrystalicznego i organodetrytycznego ze szczątkami ryb, upad 8 stopni; margle szarozielonkawe, wapienie i anhydryty szare; anhydryty szare drobnokrystaliczne, zbite z przewarstwieniami margla dolomitycznego ciemnoszarego i zielonego, użylonego gipsem; margle dolomityczne ciemnoszare z zielonkawym odcieniem, upad 7-8 stopni; piaskowce drobnoziarniste i mułowce szare [6].
Utwory triasu górnego, retyku, (rozpoznane na głębokości 1703,0-1995,0 m; 292,0 m mp), wykształcone jako mułowce i iłowce brunatnowiśniowe i zielonkawe; mułowce brunatnowiśniowe i szarozielonkawe, bezwapniste, zwięzłe o kostkowej oddzielności, zlustrowane i pokruszone; piaskowce drobnoziarniste, szarozielonkawe lub szare, szaroróżówe, dość zwięzłe, bezwapniste, z przewarstwieniami lub wkładkami mułowca brunatnowiśniowego, upad 8 stopni; iłowce i mułowce brunatnowiśniowe z piaskowcami drobnoziarnistymi; mułowce szarozielone bezwapniste z grudkami szrego wapienia, upad 2-3 stopnie; zlepieniec śródformacyjny szarozielonkawy, złożony z okruchów wapieni szarych i ciemnoszarych różnej średnicy, spojonych substancją ilasto-wapnistą; mułowiec brunatnowiśniowy z ceglastym odcieniem, miejscami z zielonymi plamami, zlustrowany i pokruszony; mułowiec brunatnowiśniowy, szary lub brunatnowiśniowy z szarozielonkawymi zaplamieniami o sferytycznej łupliwości, rozsypliwy; iłowce brunatnowiśniowe, rzadko piaskowiec drobnoziarnisty, brunatnoszary; mułowiec brunatnowiśniowy nieco wapnisty, z zielonymi plamami, przewarstwiony lub laminowany drobnoziarnistym piaskowcem, o teksturze skośnej albo przekątnej, częste kontakty sedymentacyjne (rozmywanie) w postaci ostrej granicy dwóch różnych skał (mułowca i piaskowca) o różnych teksturach (np. równoległej i skośnej), na 1965,6-1965,9 m widoczne pęknięcia pod kątem 75 stopni, zlustrowane i wypełnione kalcytem; pęknięcia te wiążą się ze strefą tektoniczną uwidocznioną przesunięciami warstw względem siebie wzdłuż pęknięć [6].

...

Utwory kredy górnej, kampanu, (rozpoznane na głębokości 303,6-620,0 m; 316,4 m mp), wykształcone są jako margle jasnoszare, dość zwięzłe, pasiaste o grubopłytkowej oddzielności z bardzo licznymi wpryśnięciami ziemistego pirytu (fauna: Inoceramus ex gr. balticus Boehm, Inoceramus sp., Lamellibranchiata indet., Ostrea sp.), upad około 2 stopni; dalej (głębiej) zalegają margle jasnoszare średnio zwięzłe, o muszlowym przełamie z pokruszonymi fragmentami skorup inoceramów oraz liczną mikrofauną (Globotruncana arca (Cushman), G. contusa (Cushman), G. fornicata Plummer, Stensioeina pommerana Brotzen, Ataxophragmium sp., Arenobulimina sp.); następnie występują margle jasnoszare, plamiste, miejscami laminowane marglem ciemniejszym z wkładkami wapienia marglistego zwięzłego, prawie białego z wpryśnięciami ziemistego pirytu (fauna: fragmenty gąbek; otwornice: Globotruncana fornicata Plummer, G. globigerinoides Brotzen, G. marginata (Reuss), Stensioeina sp.), upad około 2 stopni; następnie w profilu zalegają margle z okruchami wapieni marglistych oraz wapienie margliste jasnoszare z wkładkami margli szarozielonkawych; dalej mamy wapienie margliste jasnoszare, zbite, miejscami laminowane lub z wkładkami margla ciemnoszarego z muskowitem o drobnopłytkowej oddzielności, (otwornice: Globotruncana marginata (Reuss), Arenobulimina sp. div. Stensioeina exculpta (Reuss), Marsonella oxycona (Reuss), Gyroidina sp., Cibicides sp., Spiroplectammina sp.), upad warstw około 2 stopni; jeszcze niżej zalegają margle szare i szarozielonkawe z wkładkami wapieni marglistych jasnoszarych, zwięzłych [6].
Utwory kredy górnej, mastrychtu, (rozpoznane na głębokości 10,0-303,6 m; 293,6 m mp), wykształcone są jako margle piaszczyste, białe i z żółtymi plamami, margle szarożółtawe, piaszczyste, dalej margle jasnoszare, miejscami piaszczyste, z niewielką zawartością muskowitu, często z rozproszonymi ziarnami ziemistego pirytu, średnio zwięzłe (oznaczono w nich Belemnitella sp., Scaphites (s.l.) sp., Hauericeras sp.?, Syncyclonema cf. nilssoni (Goldfuss), Lamellibranchiata ident., Ostrea sp., fragmenty inoceramów, Spongia indet., łuski ryb), upad około 2 stopni [6]. Dalej występują margle jasnoszare średnio zwięzłe, nieco piaszczyste, margle szare silnie piaszczyste, margle jasnoszare nieco piaszczyste, margle szare silnie zapiaszczone, średniozwięzłe z wypryśnięciami ziemistego pirytu, następnie margle jasnoszare, piaszczyste, średnio zwięzłe z laminami margla szarego (występują fragmenty inoceramów, Baculites Sp., Ostrea sp. i Lamellibranchiata indet.), upady warstw około 1-2 stopni [6].
Utwory czwartorzędu, zapewne głównie plejstocenu, (rozpoznane na głębokości 0-10 m; 10 m miąższości), to piaski drobnoziarniste rdzawożółtawe, dalej glina piaszczysta szarożółtawa oraz ił piaszczysty szarożółty [6]. Można przypuszczać, że poniżej piasków i gliny piaszczystej, mamy do czynienia ze zwietrzeliną utworów kredowych.

------------------------------------------------------------------------------------------------------------
Rozwój budowy geologicznej

Utwory sylurskie powstały w geosynklinie i są to raczej osady oddziału dolnego tego okresu [7]. Na przełomie syluru i dewonu doszło do ich sfałdowania [7], stanowią one więc górną (młodszą) część kompleksu kaledońskiego [por. 6] (kaledońskiego cyklu sedymentacyjno-diastroficznego [por. 7]). 

W najstarszej części dewonu, (najniższym dolnym dewonie - żedyn i zigen), dominowały procesy erozji i denudacji [7]. W emsie rozpoczął się następny cykl sedymentacjno-diastroficzny - dewońsko-karboński [7], waryscyjski [por. 6]. Utwory piętra emsu powstały głównie w warunkach lądowych, subkontynentalnych [7]. Natomiast od eiflu (dolne piętro dewonu środkowego) następuje zmiana środowiska sedymentacji na morską, facji epikontynentalnej [7]. Utwory dewonu środkowego tworzyły się w zbiorniku o bardzo zmiennych warunkach, przy ruchach pionowych jego dna [7]. Podnoszenie dna zbiornika, najpewniej wynurzanie jego części, zaskutkowało hiatusami w zapisie sedymentacyjnym - brak utworów eiflu (górna część dewonu środkowego) i dewonu górnego w profilu otwory Włoszczowa-IG 1 [por. 6, 7]. Kontakt utworów żywetu z utworami emsu w otw. Włoszczowa-IG 1 ma charakter dyslokacyjny, ze znaczną redukcja górnej części emsu [por. 6]. Nie można też wykluczyć (biorąc pod uwagę dane z obszarów sąsiednich), że w dewonie górnym doszło do akumulacji (jakiś) osadów, przy czym zostały one później zniszczone, po ruchach synbretońskich na przełomie dewonu i karbonu [por. 7]. 

Przerwa w sedymentacji po tych ruchach objęła znaczą część dolnego krabonu, bo dopiero w górnym wizenie w warunkach płytkiego zalewu morskiego (i aktywności wulkanicznej) doszło do osadzenia serii klastycznych z wkładkami tufów [por. 7]. Serie te znane są jednak dopiero z nieco oddalonych terenów, np. otw. Pągów IG 1 [por. 7]. Dno zbiornika podlegało zapewne ruchom blokowych, które na sile przybrały zwłaszcza na przełomie karbonu dolnego i górnego  (faza sudecka) oraz w karbonie górnym (faza kruszcogórksa i asturyjska) [por. 7]. Ruchy blokowe silnie różnicowały warunki sedymentacyjne w zbiorniku. W górnym karbonie i czerwonym spągowcu (perm dolny) panowały tutaj warunki lądowe [por. 7]. W czasie transgresji cechsztyńskiej, od cyklotemu werra, omawiany obszar znajdował się na pograniczu morza otwartego (z powstającymi tam osadami salinarnymi) oraz strefy przybrzeżnej (osady węglanowe i detrytyczne) [por. 7]. Wprawdzie w otw. Włoszczowa-IG 1 nie zachowały się utwory cechsztyńskie [por. 6], jednakże o pewnych zdarzeniach można wnosić na podstawie analizy danych z obszarów przyległych [por. 7]. Na przełomie permu i triasu sedymentacja cyklu permsko-mezozoicznego została zakłócona, nastąpiła m.in. częściowa regresja morska [por. 7]. Z poczynionych obserwacji wynika, że omawiany rejon był wydźwignięty (ruchy waryscyjskie) i dlatego morska transgresja objęła go dopiero w wyższym recie [6]. W dolnym i środkowym piaskowcu pstrym, na obszarach sąsiednich zachodziła sedymentacja utworów terrygenicznych, piaszczysto-mułowcowych [por. 7]. W recie rozwija się transgresja morska o podwyższonym zasoleniu i następuje przejście do akumulacji w facji węglanowej [por. 7]. Warunki morskie utrzymywały się przez cały trias środkowy (wapień muszlowy), a ponowne przejście do facji terrygenicznych następuje z początkiem kajpru, którego osady, bardzo zmienne w pionie i poziomie, reprezentują morsko-lagunowo-jeziorną serię regresywną [por. 7]. Podobny typ sedymentacji utrzymywał się w retyku, przy czym w wyniku intensywnych przedretyckich ruchów tektonicznych (starokimeryjskich) retyk leży niezgodnie na różnych ogniwach kajpru [por. 7]. Osady retyku stanowią ostatnie ogniwo permsko-triasowego cyklu sedymentacyjnego, zakończonego kolejnymi fazami ruchów starokimeryjskich [por. 7].

---------------------------------------------------------
Czwartorzęd (2,58 Ma BP - 0)

Czwartorzęd reprezentuje najmłodszy okres geologiczny. Jego początek miał miejsce około 2,58 mln lat temu [9]. Najbardziej charakterystyczna dla tego okresu jest epoka plejstocenu, która formalnie zakończyła się około 11,5 tys. lat temu (przyjmuje się też 11,7 tys. lat). W plejstocenie następowały częste zmiany warunków klimatycznych, raz było ciepło, lub względnie ciepło, innym razem było zimno, lub chłodno. Zmiany te dobrze obrazuje krzywa izotopowa tlenu LR04 [10] - oryginał.

Czerwona linia trendu wyraźnie wskazuje na postępujące ochłodzenie w czwartorzędzie.

Plejstocen (2,58 Ma BP - 11,5 ka BP)

Na ziemiach polskich plejstocen jest niekiedy dzielony na przedglacjalny (preplejstocen, preglacjał) i glacjalny. Granicę tego podziału wyznacza pierwsze kontynentalne zlodowacenie (skandynawskie), które  tutaj wkroczyło. Wydaje się, że dla różnych obszarów Polski granica ta jest metachroniczna.

...................................................................................................

...................................................................................................

...................................................................................................

...................................................................................................

...

Zlodowacenie Odry (MIS 6, ~190-130 ka BP)

Obecnie zlodowacenie Odry (ze stadiałem recesyjnym Warty) łączone jest z MIS 6 [por. 11]. W rejonie Włoszczowy obserwuje się granicę jego zasięgu [por. 7, 8, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18], rekonstrukcję której przedstawia poniższy rysunek. Widać dużą zależność rozmieszczenia czoła lądolodu wynikającą ze zróżnicowanej rzeźby (zwłaszcza wpływ Pasma Przedborsko-Małogoskiego). Pobyt lądolodu Odry miał miejsce tutaj około 150-140 ka BP. Lód w obrębie jęzorów wnikających w istniejące obniżenia mógł mieć miąższość kilkudziesięciu metrów, może dochodził do 100 m.

Mapka na podstawie [19].
 

...................................................................................................

Zlodowacenie Wisły, LGM (MIS2, ~34-14 ka BP)

Późny glacjał (15,5-11,5 ka BP)

W schyłkowym okresie ostatniego zlodowacenia, Wisły, na obszarze (dzisiejszej) środkowej i południowej Polski nastały warunki, które sprzyjały powstawaniu i rozwojowi pokryw piasków eolicznych oraz wydm. Narastające ocieplenie sprzyjało zanikowi pokrywy lodowej, postępowała degradacja wieloletniej zmarzliny, doszło też do obniżenia bazy erozyjnej rzek, co doprowadziło do wcięcia się koryt nieco głębiej, przez co z kolei doszło do przesuszenia stropowych partii poziomów tarasowych. Powierzchnie tarasów plejstoceńskich były jednym z głównych źródeł materiałów z którego powstały wydmy. Innym źródłem piasków były pokrywy fluwioglacjalne, lub glacifluwialne.

W obrębie Niecki Włoszczowskiej Jaśkowski [1] stwierdził występowanie od 2 do 7 różnowiekowych serii eolicznych, rozdzielonych glebami kopalnymi lub poziomami erozyjnymi. Okres formowania się piasków eolicznych poprzedzony był krótkim ociepleniem (pre-böling, epe), kiedy doszło do wytworzenia gleb inicjalnych [1]. Ocieplenie to można lokować około 14,6-14,3 ka BP [3]. 

Pierwsze serie wydmowe powstały w najstarszym dryasie, około 14,5-14 ka BP [1]. Nie mają one większej miąższości [1], a ta faza wydmotwórcza bywa określana jako wstępna [por. 3]. Później - w bölingu - nastąpiła przerwa  akumulacji eolicznej, związana z poprawą warunków klimatycznych (ociepleniem), rozwojem roślinności typu tundry parkowej, lub widnych lasów brzozowych z domieszką sosny, nie tworzących jednak zwartych pokryw, a raczej skupiska [3], a w stropie serii z najstarszego dryasu utworzyły się pokrywy glebowe [1]. W kolejnym okresie chłodnym, starszym dryasie (13850-13650 lat Cal BP [2]), w związku z pogorszeniem warunków klimatycznych i zubożeniem szaty roślinnej, doszło do rozwiewania istniejących pokryw eolicznych i wydm, oraz tworzenia nowych [1]. W starszym dryasie procesy eoliczne miały dużą wydajność, stąd powstały wtedy serie wydmowe o największej miąższości, nawet do kilkunastu metrów [1]. Następnie wystąpiło kolejne ocieplenie, alleröd  [1] (13650-12950 lat Cal BP [2]). Ponieważ doszło do rozwoju szaty roślinnej (lasy brzozowo-sosnowe [3]), zahamowaniu uległy procesy eoliczne, powstała też gleba [1]. W młodszym dryasie (12950-11450 lat Cal BP [2]) doszło po raz kolejny do uruchomienia procesów eolicznych [1], ponieważ warunki klimatyczne spowodowały zanik lub znaczne przerzedzenie szaty roślinnej. W okresie tym powstały pokrywy eoliczne o niewielkiej miąższości [1].
Procesy eoliczne jakie miały miejsce w tym okresie czasu są charakterystyczne dla Polski środkowej i południowej, oraz części niżu [3].
Pagóry wydmowe to m.in. Góra Cieślina, Barbarzyńskie Górki, Błotnia Góra, góra z cmentarzem, Biała Góra, Marcowe Góry, Kozie Góry w rejonie Kurzelowa; Żydowskie Góry w rejonie Brześcia; Łysa Góra w rejonie Ropocic; Góry Sowie w rejonie Kątów; Ostra Góra w rejonie Papierni; Wydmy Karpaty pomiędzy Kurzelowem a Dankowem Małym. Wydmy najczęściej przybierają formy paraboliczne, spotyka się też zespoły wydm (połączone ich występowanie), czy wały wydmowe. Rozciągłość wydm i form eolicznych wskazuje na wiatry z sektora zachodniego jako siłę sprawczą.
W późnym glacjale w obrębie dolin rzecznych, które miejscami ulegały podtopieniom, powstawały osady o charakterze bagiennym, jeziorno-torfowym [por. 4]. Jeden z takich zbiorników istniał w rejonie Knapówki , a osadziły się w nim gytie i torfy [4]. Badania palinologiczne wskazały, iż osady te powstały w starszym dryasie, allerödzie, młodszym dryasie [por. 4]. Na początku starszego dryasu zbiornik miał charakter jeziora, które jednak szybko wypłycało się, tak że w młodszym dryasie zbiornik był już bardzo płytki [por. 4]. Zbiornik z Knapówki mógł powstać w wyniku "podpierania" dolin [por. 4], podnoszeniu lokalnej bazy erozyjnej. Nie można też wykluczyć, iż stało się to w wyniku miejscowego zasypywania doliny przez piaski eoliczne, a zwłaszcza wydmy. Zjawiska takie opisano np. w rejonie Dołowatki, czy Gnieździsk [por. 5].

---------------------------------------------------------

Holocen (od 11,5 ka BP)

Wzrost temperatury i wielkości opadów na początku holocenu (11450 lat Cal BP [2]) spowodowały rozwój zwartej szaty roślinnej. Na wydmach utrwalonych przez roślinność doszło do rozwoju pokryw glebowych [1]. Wznowienie procesów eolicznych w holocenie miało charakter lokalny i było asynchroniczne [1]. Procesy eoliczne trwały krótko, a tworzące się serie piasków eolicznych miały małą miąższość [1]. W wydmach Niecki Włoszczowskiej stwierdzono od 1 do 3 holoceńskich serii eolicznych [1]. Miały one miejsce głównie w subboreale (5750-2550 lat Cal BP [2]) i subatlantyku (2550-0 lat Cal BP [2]), co należy wiązać z działalnością człowieka prahistorycznego, jak i w czasach historycznych, jako że w poziomach gleb kopalnych znaleziono węgle drzewne [1]. Dochodziło wtedy jedynie do przewiewania piasków eolicznych uformowanych i zakumulowanych w późnym glacjale (patrz wyżej).
W rejonie Knapówki zbiornik wodny, o zmieniającej się głębokości wód, uległ w końcu zanikowi i zabagnieniu [por. 4]. Badania palinologiczne wykazały, iż akumulacja zachodziła tutaj jeszcze w okresie preborealnym i borealnym [por. 4].

------------------------------------------------------------------------------------------------------------

Piśmiennictwo

[1] Jaśkowski B., 1996. Geneza i wiek wydm na obszarze Niecki Włoszczowskiej. (W:) B.J. Kowalski (red.) Zagadnienia geologii Niecki Nidziańskiej. Prace Instytutu Geografii Wyższej Szkoły Pedagogicznej w Kielcach, 1: 147-161.

[2] Walanus A., Nalepka D., 2010. Calibration of Mangerud's Boundaries. Radiocarbon, 52, 4: 1639-1644.

[3] Mojski J.E., 2005. Ziemie polskie w czwartorzędzie. Zarys morfogenezy. Państwowy Instytut Geologiczny & Ministerstwo Środowiska, Warszawa.

[4] Lindner L., 1984. Neoplejstocen. Region świętokrzyski. (W:) Sokołowski S. (red.) Budowa geologiczna Polski. Tom. I. Stratygrafia. Część 3b. Kenozoik. Czwartorzęd. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

[5] Jaśkowski B., 1999. Związek późnovistuliańskich procesów wydmotwórczych w regionie świętokrzyskim z neotektoniczną aktywnością podłoża. Przegląd Geologiczny, 47, 11: 1032-1038.

[6] Jurkiewicz H. (red.), 1990. Włoszczowa - IG 1. Profile Głębokich Otworów Wiertniczych Państwowego Instytutu Geologicznego. Zeszyt 70. Wydawnictwa Geologiczne Warszawa.

[7] Szajn J., 1980. Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Włoszczowa (812). Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

[8] Szajn J., 1980. Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Włoszczowa (812). Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

[9] Gibbard P.L., 2015. The Quaternary System/Period and its major subdivisions. Russian Geology and Geophysics, 56: 686–688. Doi: 10.1016/j.rgg.2015.03.015.

[10] Lisiecki L.E., Raymo M.E., 2005. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records. Paleoceanography, vol. 20, PA1003. Doi:10.1029/2004PA001071.

[11] Lindner L., Marks L., 2012. O podziale klimatostratygraficznym kompleksu środkowopolskiego w plejstocenie Polski. Przegląd Geologiczny, 60, 1: 36-45.

[12] Szajn J., 1983. Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, arkusz Oleszno (813). Wyd. Geol., Warszawa.
[13] Szajn J., 1984. Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, arkusz Oleszno (813). Wyd. Geol., Warszawa.

[14] Szajn J., 1977. Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Nagłowice (849). Wyd. Geol., Warszawa.
[15] Szajn J., 1977. Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Nagłowice (849). Wyd. Geol., Warszawa.

[16] Szajn J., 1978. Stratygrafia osadów plejstoceńskich i rozwój sieci rzecznej we wschodniej części Niecki Włoszczowskiej. Kwartalnik Geologiczny, 22: 181-195.

[17] Kwapisz B., 1980. Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, arkusz Secemin (848). Wyd. Geol., Warszawa.
[18] Kwapisz B., 1980. Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, arkusz Secemin (848). Wyd. Geol., Warszawa.

[19] Wieczorek D., Cabaj W., 2020. Geologiczne dzieje okolic Włoszczowy. [W:] I. Boratyn, M. Staniaszek (red.) Z dziejów Włoszczowy i okolic. (W hołdzie dr. Stanisławowi Janaczkowi). Wyd. Kontur, Włoszczowa: 327-362. ISBN 978-83-65334-57-2.