Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica w...

Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie

Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Zakład Analiz Środowiskowych i Kartografii

ROZPRAWA DOKTORSKA

ZASTOSOWANIE WYBRANYCH METOD

GEOFIZYCZNYCH DO ROZPOZNANIA FACJALNEGO

UTWORÓW GÓRNOJURAJSKICH NA WYŻYNIE

KRAKOWSKO-CZĘSTOCHOWSKIEJ

JOANNA JĘDRYS

Promotor rozprawy:

dr hab. inż. JACEK MATYSZKIEWICZ, prof. AGH

Kraków 2007

Zastosowanie wybranych metod geofizycznych do rozpoznania facjalnego utworów górnej jury na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej

Kraków 2007 2

SPIS TREŚCI: 1. Wstęp..................................................................................................................................... 3 2. Cel pracy............................................................................................................................... 5 3. Charakterystyka Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej...................................................... 7 3.1. Położenie geograficzne Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej................................. 7 3.2. Geomorfologia Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej.............................................. 9 3.3. Budowa geologiczna Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej..................................... 11

3.4. Litologia, stratygrafia i geneza osadów górnej jury na Wyżynie Krakowsko- Częstochowskiej........................................................................................................... 17

4. Metodyka badań................................................................................................................. 26 4.1. Metoda magnetometryczna......................................................................................... 26

4.1.1. Charakterystyka metody magnetometrycznej oraz celowość jej zastosowania. 26 4.1.2. Dotychczasowy stan wiedzy.............................................................................. 28

4.2. Metoda georadarowa................................................................................................... 32 4.2.1. Charakterystyka metody georadarowej oraz celowość jej zastosowania.......... 32

4.2.2. Dotychczasowy stan wiedzy.............................................................................. 33 5. Badania magnetometryczne.................................................................................................. 35

5.1. Metodyka badań magnetometrycznych....................................................................... 35 5.2. Magnetyczny obraz Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej....................................... 36 5.3. Anomalia Bębła........................................................................................................... 38

5.3.1. Budowa podmezozoicznego podłoża Płaskowyżu Ojcowskiego w rejonie Bębła................................................................................................................... 38

5.3.2. Charakterystyka osadów górnojurajskich na Płaskowyżu Ojcowskim w rejonie Bębła................................................................................................... 40

5.3.3. Interpretacja anomalii Bębła.............................................................................. 40 5.3.4. Badania mikromagnetyczne.............................................................................. 44 5.4. Anomalia Krzywopłotów............................................................................................ 48

5.4.1. Budowa podmezozoicznego podłoża południowej części Wyżyny Częstochowskiej................................................................................................. 48

5.4.2. Charakterystyka osadów górnojurajskich południowej części Wyżyny Częstochowskiej................................................................................................. 49

5.4.3. Interpretacja anomalii Krzywopłotów................................................................ 50 5.5. Wnioski........................................................................................................................ 53

6. Badania georadarowe............................................................................................................ 54 6.1. Metodyka badań georadarowych................................................................................. 54 6.2. Olsztyńskie Skały w Olsztynie k. Częstochowy......................................................... 55

6.2.1. Opis obszaru badań............................................................................................ 55 6.2.2. Wyniki i interpretacja pomiarów georadarowych.............................................. 56

6.3. Skały Twardowskiego na zrębie Zakrzówka w Krakowie.......................................... 60 6.3.1. Opis obszaru badań............................................................................................ 60 6.3.2. Wyniki i interpretacja pomiarów georadarowych.............................................. 62

6.4. Interpretacja 3D wyników pomiarów georadarowych z regionu Skał Twardowskiego............................................................................................................ 67

7. Podsumowanie...................................................................................................................... 70 8. Spis rycin i tabeli................................................................................................................... 72 9. Wyjaśnienie skrótów oraz symboli i jednostek fizycznych użytych w pracy..................... 76 10. Literatura............................................................................................................................. 77


Kraków 2007 3

1. WSTĘP

Rozprawa doktorska „Zastosowanie wybranych metod geofizycznych

do rozpoznania facjalnego utworów górnojurajskich na Wyżynie Krakowsko-

Częstochowskiej” została wykonana w latach 2003-2007 na Wydziale Geologii, Geofizyki

i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej, w Zakładzie Analiz

Środowiskowych i Kartografii, pod kierunkiem dr hab. inż. Jacka Matyszkiewicza.

Rozprawa doktorska jest częściowo kontynuacją badań przedstawionych w pracy

magisterskiej pt. „Zastosowanie metody georadarowej do rozpoznania płytkiej budowy

geologicznej na przykładzie zrębu Zakrzówka i Piekar” (2003) napisanej pod kierunkiem

dr inż. Marcina Krajewskiego. Prezentowane w rozprawie doktorskiej rezultaty badań

zostały częściowo zreferowane podczas ogólnopolskiej konferencji ”Zróżnicowanie

i przemiany środowiska przyrodniczo-kulturowego Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej”

w Ojcowie (2004), Polskiej Konferencji Sedymentologicznej w Zakopanem (2004),

Międzynarodowego Forum Młodych Naukowców w Rosji, w Sankt Petersburgu (2006),

na posiedzeniach Komisji Nauk Geologicznych Oddziału PAN w Krakowie (2006, 2007),

sesji terenowej 7. Międzynarodowego Kongresu Jurajskiego w Krakowie (2006), oraz

zostaną zreferowane podczas międzynarodowej konferencji “The 24-th General Assembly

of the International Union of Geodesy and Geophysics” we Włoszech, w Perugii (2007),

“25th International Association of Sedimentologists – Meeting of Sedimentology”

w Grecji, w Patras (2007) i podczas Ogólnopolskiego Kongresu Jurassica w Krakowie

(2007). Ponadto, wybrane wyniki badań zostały przedstawione w formie publikacji

(JĘDRYS i in. 2004, KRAJEWSKI i in. 2005, JĘDRYS 2007, JĘDRYS i KRAJEWSKI w druku,

MATYSZKIEWICZ i in. w druku).

Autorka pragnie bardzo serdecznie podziękować panom dr hab. inż. Jackowi

Matyszkiewiczowi i dr inż. Marcinowi Krajewskiemu z Zakładu Analiz Środowiskowych

i Kartografii WGGiOŚ AGH za wprowadzenie w tematykę i wszechstronną pomoc; pani

prof. dr hab. inż. Jadwidze Jarzynie – kierownik Zakładu Geofizyki WGGiOŚ AGH

za udostępnienie aparatury do pomiarów georadarowych i magnetometrycznych; panu

dr inż. Jerzemu Ziętkowi z Zakładu Geofizyki WGGiOŚ AGH za pomoc

w przeprowadzeniu pomiarów georadarowych i przetworzeniu danych oraz pomoc

w interpretacji wyników; zespołowi geofizyków Pracowni Magnetycznej Zakładu

Geofizyki WGGiOŚ AGH, w szczególności panom dr hab. inż. Markowi Lembergerowi


Kraków 2007 4

za wprowadzenie w tematykę pomiarów magnetometrycznych oraz dr hab. inż.

Grzegorzowi Bojdysowi za udostępnienie autorskich programów do interpretacji anomalii

magnetycznych, pomoc w interpretacji anomalii magnetycznych oraz liczne dyskusje.

Wyrazy wdzięczności autorka kieruje do Centalnego Archiwum Geologicznego Polskiego

Instytutu Geologicznego za udostępnienie gridu mapy magnetycznej ∆T anomalii

całkowitego pola magnetycznego Ziemi oraz profili otworowych dla obszaru Wyżyny

Krakowsko-Wieluńskiej oraz do pana dr Jerzego Buły z Oddziału Górnośląskiego

Państwowego Instytutu Geologicznego w Sosnowcu za udzieloną pomoc i liczne dyskusje.

Autorka dziękuje również koleżankom i kolegom z Zakładu Analiz Środowiskowych

i Kartografii oraz z Akademickiego Klubu Grotołazów za pomoc w przeprowadzeniu

pomiarów georadarowych i mikromagnetycznych, a także panom: Andrzejowi Górnemu

z Muzeum Geologicznego WGGiOŚ AGH, dr inż. Jerzemu Mościckiemu z Zakładu

Geofizyki WGGiOŚ AGH i prof. dr hab. inż. Jackowi Motyce WGiG AGH za liczne

dyskusje.


Kraków 2007 5

2. CEL PRACY

Głównym celem pracy było sprawdzenie możliwości zastosowania wybranych

metod geofizycznych do rozpoznania zróżnicowania facjalnego osadów górnej jury

na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej (WKC). W skali regionalnej – całego obszaru

WKC – zastosowano metodę magnetometryczną, a w skali lokalnej – pojedynczych

odsłonięć – metodę georadarową.

Jednym z kluczowych zagadnień budowy WKC jest geneza rozmieszczenia

górnojurajskich grup skalnych reprezentujących zachowane fragmenty kompleksów

budowli węglanowych. Ich rozmieszczenie jest nierównomierne, a wykształcenie

zróżnicowane w poszczególnych częściach WKC (zob. m. in.: RÓŻYCKI 1953, KUTEK i in.

1977, TRAMMER 1985, HELIASZ 1990, MATYSZKIEWICZ 1997, MATYSZKIEWICZ i in. 2001,

JĘDRYS i in. 2004, MATYSZKIEWICZ i in. 2006 a, b). Przyjmuje się, że rozkład facji osadów

górnojurajskich uzależniony był od wielu czynników, wśród których jako najważniejsze

wymienia się: konfigurację północnej części szelfu oceanu Tetydy w późnej jurze

(MATYJA i WIERZBOWSKI 1996, 2004, MATYSZKIEWICZ 1997, 1999), wpływ budowy

podmezozoicznego podłoża (KUTEK 1994, JĘDRYS i in. 2004, KRAJEWSKI

i MATYSZKIEWICZ 2004, MATYSZKIEWICZ i in. 2006 b) oraz tektonikę synsedymentacyjną

(KUTEK 1994, KRAJEWSKI i MATYSZKIEWICZ 2004, MATYSZKIEWICZ i in. 2006 a).

Krytyczną analizę czynników warunkujących rozkład facji osadów górnej jury na WKC

w stosunku do wcześniejszych interpretacji zawiera praca MATYSZKIEWICZA (1997).

Obecność paleozoicznych intruzji granitoidowych w podmezozoicznym podłożu

WKC, jako ciał o niższej gęstości w stosunku do otaczających je skał, była przyczyną

zróżnicowanej subsydencji w późnej jurze. W wyniku oddziaływania zróżnicowanej

subsydencji, połączonej niekiedy z tektoniką synsedymentacyjną, w rejonach

późnojurajskiego basenu podścielonych intruzjami granitoidowymi doszło do powstania

niewielkich wyniesień (KUTEK 1994, MATYSZKIEWICZ 1997). Wyniesienia te zostały

następnie zasiedlone głównie przez gąbki krzemionkowe oraz organizmy mikrobialne,

których intensywny rozwój doprowadził w konsekwencji do utworzenia rozległych

kompleksów budowli węglanowych (TRAMMER 1985, KUTEK 1994, MATYSZKIEWICZ 1997,

MATYSZKIEWICZ i in. 2006 a, b). Fragmenty tych kompleksów zachowane są na WKC

w postaci grup skałek zbudowanych głównie z wapienia skalistego.


Kraków 2007 6

Uzyskane wyniki badań geofizycznych pozwoliły na częściową weryfikację

hipotezy o wpływie budowy podmezozoicznego podłoża na rozkład facji osadów

górnojurajskich na WKC (por. m. in.: KUTEK 1994, MATYSZKIEWICZ 1997, KRAJEWSKI

2002, JĘDRYS i in. 2004, MATYSZKIEWICZ i in. 2006 b). Do sprawdzenia powyższej

hipotezy wykorzystano wyniki badań magnetometrycznych. Porównano rozmieszczenie

anomalii magnetycznych, których źródła stanowią m. in. intruzje skał magmowych

(SKORUPA 1953, DĄBROWSKI i KARACZUN 1958, KURBIEL 1978, CIEŚLA i in. 1984,

GRABOWSKA 2005) z rozmieszczeniem osadów facji skalistej górnej jury. W celu

rozpoznania wielkości i kształtu intruzji przeprowadzono interpretację anomalii

magnetycznych w wybranych częściach WKC.

Osady górnojurajskie powszechnie odsłaniają się na obszarze WKC lub występują

płytko pod pokrywą osadów kenozoicznych. Niekiedy jednak, istnieje potrzeba zbadania

ciągłości przebiegu struktur geologicznych, takich jak: kanały krasowe, uskoki

i cios, a także zmian facjalnych pomiędzy odsłonięciami. Do tego celu wykorzystano

metodę georadarową testując jej skuteczność w kartowaniu geologicznym osadów

górnojurajskich zalegających płytko pod utworami czwartorzędu. Nieinwazyjny sposób

wykonywania pomiarów, ich szybkość, niskie koszty i łatwość interpretacji oraz

możliwość uzyskania przestrzennego obrazu budowy geologicznej czynią metodę

georadarową bardzo pomocną w badaniach geologicznych osadów przypowierzchniowych.

Skuteczność metody warunkuje kilka czynników, wśród których najważniejsze są:

odpowiednie wykształcenie osadów przypowierzchniowych, niska wilgotność badanych

osadów oraz sprzyjające warunki terenowe do przeprowadzenia pomiarów (KARCZEWSKI

1997). Miejsca pomiarów georadarowych na WKC przedstawione w niniejszej pracy

spełniają wszystkie wymienione warunki, co zagwarantowało wysoką rozdzielczość

obrazów georadarowych oraz ułatwiło czytelność struktur geologicznych.


Kraków 2007 7

3. CHARAKTERYSTYKA WYŻYNY KRAKOWSKO-CZĘSTOCHOWSKIEJ

3.1. POŁOŻENIE GEOGRAFICZNE WYŻYNY KRAKOWSKO-CZĘSTOCHOWSKIEJ

WKC rozciąga się od okolic Krakowa w kierunku północno-zachodnim, do rejonu

Częstochowy i dzieli się na dwa mezoregiony różniące się morfologią: Wyżynę

Częstochowską oraz Wyżynę Krakowską (CZEPPE 1972; Ryc. 1).

Wyżyna Krakowska ograniczona jest od południa Bramą Krakowską,

a od północnego-zachodu obniżeniem Bramy Wolbromskiej. Od północnego-wschodu

sąsiaduje z Wyżyną Miechowską, a od zachodu – z Wyżyną Śląską. Najważniejsze

jednostki fizyczno-geograficzne Wyżyny Krakowskiej stanowią: Płaskowyż Ojcowski,

Rów Krzeszowicki, Grzbiet Tenczyński oraz zrębowe pagóry w południowej części

wyżyny należące do Bramy Krakowskiej (KONDRACKI 2000).

Wyżyna Częstochowska rozciąga się między Bramą Wolbromską i doliną Białej

Przemszy na południu a doliną Warty na północy. Od strony zachodniej ograniczona jest

kilkudziesięciometrowym progiem, tzw. kuestą jurajską (HELIASZ i in. 1987, FELISIAK

i MATYSZKIEWICZ 2004), a od wschodniej przylega do Niecki Nidziańskiej. W rzeźbie

Wyżyny Częstochowskiej zaznaczają się liczne wzgórza tworzące rozległe pasma:

Smoleńsko-Niegowonickie, Zborowsko-Ogrodzienieckie i Olsztyńsko-Mirowskie, które

rozdzielone są rozległymi, płaskimi obniżeniami (CZEPPE 1972, KONDRACKI 2000).

Wyżyny: Krakowska i Częstochowska tworzą dział wodny między Wisłą a Odrą.


Kraków 2007 8

Ryc. 1. Położenie i podział geograficzny Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej (na podst.: CZEPPE 1972,

KONDRACKI 2000). Gwiazdkami zaznaczono lokalizację szczegółowych pomiarów geofizycznych: kolor czarny – pomiary georadarowe, kolor czerwony – pomiary mikromagnetyczne.


Kraków 2007 9

3.2. GEOMORFOLOGIA WYŻYNY KRAKOWSKO-CZĘSTOCHOWSKIEJ

Największy wpływ na obecną morfologię WKC miały: zróżnicowanie facjalne

wapieni górnojurajskich, wielofazowe ruchy tektoniczne oraz procesy krasowe

(DŻUŁYŃSKI 1952, 1953, GRADZIŃSKI 1962, ALEXANDROWICZ 1969, FELISIAK 1992,

RUTKOWSKI 1996, MATYSZKIEWICZ 2001, ALEXANDROWICZ i ALEXANDROWICZ 2004,

JĘDRYS i in. 2004, MATYSZKIEWICZ i in. 2006 b). Zróżnicowanie facjalne wapieni

górnojurajskich oraz procesy krasowe zostały omówione poniżej, natomiast tektonika –

w rozdziale 3.3.

Wyżyna Krakowska stanowi zwarty blok o cechach płaskowyżu. Jej centralną

część zajmuje Płaskowyż Ojcowski o wysokości 400-480 m n.p.m., który pocięty jest

licznymi głębokimi dolinkami. Wysokości najwyższych, odpreparowanych ostańców

górnojurajskich przekraczają 500 m n.p.m. Ku południowi płaskowyż przechodzi

w zrębowe pagóry oddzielone rowami tektonicznymi. W rzeźbie Wyżyny Częstochowskiej

dominują natomiast pasma wzgórz o wysokości 350-470 m n.p.m., których wierzchołki

zwieńczone są ostańcami górnojurajskimi o wysokości do 500 m n.p.m. Pasma wzgórz

budowane przez wychodnie wapieni górnojurajskich są rozdzielone szerokimi obniżeniami

o zróżnicowanej genezie.

Wapienie górnojurajskie na WKC występują w trzech głównych facjach: skalistej,

uławiconej i płytowej (DŻUŁYŃSKI 1952; patrz rozdział 3.4.). Obszary, w których dominują

odporne na erozję facje skaliste, tworzą w krajobrazie wierzchowiny, które układają się

w pasma. Pasma te rozdzielone są rozległymi obniżeniami, wypełnionymi facjami

uławiconymi (zob. m. in.: DŻUŁYŃSKI 1952, ALEXANDROWICZ i ALEXANDROWICZ 2004,

TYC 2005). Reliktami wapieni skalistych są ostańce skalne – charakterystyczne elementy

morfologii WKC. Występują one na wierzchowinach jako pojedyncze skały lub grupy

skalne albo w zboczach dolin, jako skalne ściany, czy też izolowane turnie osiągając

niekiedy wysokości ponad 30 metrów.

Powstanie charakterystycznych dla wyżyny form krasowych, m. in. jaskiń, lejów,

wywierzysk oraz form skałkowych rozwiniętych w osadach górnojurajskich, związane jest

z wieloetapowymi procesami krasowienia trwającymi od paleogenu do czasów

współczesnych (GRADZIŃSKI 2001). Pierwszy etap krasowienia mógł rozpocząć się nawet

wcześniej, w późnej kredzie (GŁAZEK i in. 1992). Jednym z najważniejszych czynników

warunkujących rozwój procesów krasowych w osadach górnojurajskich było


Kraków 2007 10

zróżnicowanie facjalne tych osadów, z którym związana jest zróżnicowana zawartość

minerałów ilastych w skale (DŻUŁYŃSKI 1953, GRADZIŃSKI 1962, GŁAZEK i in. 1992, TYC

2005). Zawartość ta wpływa na intensywność rozwoju zjawisk krasowych. Minerały ilaste

zatykając kanaliki hydrauliczne wewnątrz skały hamują przepływ wody, a przez to rozwój

procesów krasowych. Spośród wszystkich typów facjalnych wapieni górnojurajskich,

wapienie skaliste cechują się najniższą zawartością substancji ilastej (DŻUŁYŃSKI 1953,

GRADZIŃSKI 1962, GŁAZEK i in. 1992). Stąd najwięcej form krasowych występuje

w wapieniach skalistych.

Najbardziej spektakularnymi formami krasowymi na WKC są jaskinie. Rozwinięte

są one przede wszystkim w wapieniach skalistych, a jedynie podrzędnie –

w wapieniach uławiconych; przypadek ten dotyczy głównie jaskiń w zrębie Zakrzówka

w Krakowie (GRADZIŃSKI 1962). W wapieniach płytowych typowe jaskinie krasowe nie

występują. Jaskinie mają przeważnie rozwinięcie poziome, a jedynie ok. 1,6% ich ogółu

posiada deniwelację równą lub większą od 20 metrów (GRADZIŃSKI i SZELEREWICZ 2004).

Ich rozmiary są zazwyczaj niewielkie; przeciętna długość korytarzy to kilkanaście

do kilkudziesięciu metrów.

Wśród elementów rzeźby krajobrazu WKC wymienia się również denudacyjną

powierzchnię zrównania (m. in.: DŻUŁYŃSKI 1953, GRADZIŃSKI 1962, FELISIAK 1992,

RUTKOWSKI 1996, ALEXANDROWICZ i ALEXANDROWICZ 2004). Jest ona słabo falista,

często pocięta głębokimi dolinami o skalistych zboczach oraz wąwozami. Powstanie

powierzchni zrównania związane jest z oddziaływaniem ciepłego i wilgotnego klimatu

panującym na WKC w paleogenie (głównie eocenie) sprzyjającemu rozwojowi procesów

krasowych (DŻUŁYŃSKI 1953, GRADZIŃSKI 1962). Na powierzchni zrównania występują

również inne formy krasowe, jak ponory oraz leje i kanały, które w większości wypełnione

są rumoszem, iłami i piaskami.

Cechą charakterystyczną morfologii zachodniej granicy północnej części Wyżyny

Krakowskiej oraz Wyżyny Częstochowskiej jest obecność progu strukturalnego – kuesty

jurajskiej (zob. m. in.: HELIASZ i in. 1987, FELISIAK i MATYSZKIEWICZ 2004). Próg ten

zanika w kierunku północnym wzdłuż południowo-zachodniej granicy Wyżyny

Wieluńskiej. Powstanie kuesty związane jest przede wszystkim ze znaczną różnicą

odporności na erozję pomiędzy górnojurajskimi wapieniami a osadami nadległymi

i podścielającymi je, a także z monoklinalnym nachyleniem osadów górnej jury.


Kraków 2007 11

3.3. BUDOWA GEOLOGICZNA WYŻYNY KRAKOWSKO - CZĘSTOCHOWSKIEJ

W rozważaniach nad genezą rozprzestrzenienia górnojurajskich budowli

węglanowych na obszarze WKC, a także w celu interpretacji anomalii magnetycznych

konieczne jest przedstawienie budowy geologicznej tego rejonu.

Ryc. 2. Mapa geologiczna podmezozoicznego podłoża Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej bez permu (granice WKC zaznaczono białą linią; na podst. BUŁA i in. 2002, uproszczona).


Kraków 2007 12

Podmezozoiczne podłoże WKC zbudowane jest z dwóch bloków tektonicznych

o charakterze terranów: Bloku Małopolskiego (BM) i Górnośląskiego (BG; DADLEZ i in.

1994, UNRUG i in. 1999, ŻABA 1999). Granicę między nimi stanowi strefa uskokowa

Kraków-Lubliniec (SUKL), której szerokość wynosi ok. 500 m (Ryc. 2; BUŁA i in. 1997,

ŻABA 1999, BUŁA 2000). Strefa ta na odcinku: Zawiercie – Kraków rozciąga się

w kierunku NW-SE, a w rejonie Zawiercia skręca na zachód w kierunku Lublińca,

wychodząc poza obręb WKC (Ryc. 2). Założenia tej strefy sięgają proterozoiku, a jej

aktywność tektoniczna zaznacza się nieprzerwanie, od najwcześniejszego paleozoiku

do czasów współczesnych, przy czym największa aktywność przypada na okres od kambru

po perm (BUŁA 2000, MORAWSKA 1997, ŻABA 1997, 1999, UNRUG i in. 1999). W wyniku

aktywności SUKL, serie skalne budujące sąsiadujące ze sobą bloki tektoniczne różnią się

między sobą wiekiem, litologią, stopniem deformacji i przeobrażeń oraz stylem

tektonicznym (Ryc. 3; ŻABA 1999, BUŁA 2002). Z aktywnością tektoniczną SUKL

związane są również intruzje skał magmowych występujące w krawędziowych częściach

obu bloków (Ryc. 2).


Kraków 2007 13

Ryc. 3. Profil litologiczno-stratygraficzny osadów w brzeżnych częściach Bloków Górnośląskiego

i Małopolskiego (bez przejawów magmatyzmu; wg ŻABA 1999, uproszczony).

Wschodnia część BG zbudowana jest z prekambryjskich skał metamorficznych

i magmowych skał głębinowych, na których zalega fałdowe piętro strukturalne

kambryjsko-ordowickie (Ryc. 3; ŻABA 1999, BUŁA 2000). Skały tego piętra wykształcone

są przede wszystkim jako piaskowce, mułowce i iłowce. Najstarszym piętrem

strukturalnym w brzeżnej części BM jest fałdowe piętro wendyjsko-dolnokambryjskie.

Skały tego kompleksu to słabo zmetamorfizowane, silnie tektonicznie zdeformowane

klastyki, wykształcone jako fyllity. W strefach występowania intruzji granitoidowych

skały te uległy przeobrażeniom na skutek metamorfizmu kontaktowego. Kolejnym piętrem

strukturalnym BM jest fałdowe piętro ordowicko-sylurskie, reprezentowane przez skały

węglanowe i klastyczne. Skały węglanowe wykształcone są jako wapienie i wapienie

dolomityczne, które lokalnie zostały przeobrażone w wapienie krystaliczne, marmury lub


Kraków 2007 14

skarny. Skały klastyczne reprezentowane są przez serię ilasto-mułowcowo-piaszczystą,

która lokalnie jest również przeobrażona metamorficznie (ŻABA 1999, BUŁA 2000).

Wspólne dla obu bloków kompleksy skalne pojawiają się dopiero od dolnego dewonu

tworząc fałdowe piętro dewońsko-karbońskie, zbudowane ze skał klastycznych

i węglanowych (Ryc. 3; UNRUG i in. 1999, BUŁA 2002).

Skały prekambryjsko-paleozoiczne przykrawędziowych stref BM i BG zostały

zdeformowane podczas czterech głównych faz tektonicznych, którym towarzyszyły

zjawiska magmatyzmu (ŻABA 1999). Fazy te miały charakter wieloetapowy i zachodziły

kolejno: po wczesnym kambrze, od późnego syluru do początku wczesnego karbonu,

od schyłku namuru do westfalu B i od późnego westfalu do wczesnego stefanu. Pierwsza

faza objęła tylko skały BM, które zostały wtedy sfałdowane oraz zmetamorfizowane.

Podczas trzech kolejnych faz, serie skalne brzeżnej strefy obu bloków tektonicznych

ulegały fałdowaniom, uskokowaniom oraz przesunięciom. Intruzje skał magmowych

związane są głównie z dwoma fazami deformacji: z fazą drugą, w późnym sylurze, kiedy

w skały brzeżnej części obu bloków tektonicznych intrudowały diabazy i niektóre porfiry

oraz z fazą trzecią, w późnym karbonie, kiedy w skałach brzeżnej części BM zostały

ulokowane intruzje granitoidowe i porfirowe (zob.: HARAŃCZYK 1988, BUKOWY 1994,

HARAŃCZYK i in. 1995, ŻABA 1999, BUŁA 2000).

Powierzchnia utworów prekambryjsko-paleozoicznych w okresie od permu

do wczesnego triasu była erodowana (ŻABA 1999, BUŁA i in. 2002). Obecnie, najpłycej

strop tych utworów znajduje się w szerokim pasie: od Będkowic, przez Olkusz,

Ogrodzieniec, Zawiercie aż do Myszkowa. Od rejonu Żarek strop utworów

prekambryjsko-paleozoicznych zapada na północ (HABRYN i in. 2002). Utwory te są

prawie na całym obszarze WKC przykryte osadami młodszymi; lokalnie mogą one

występować bardzo płytko pod powierzchnią. Przykładem takiej budowy są dolinki

podkrakowskie: Szklarki i Będkówki, gdzie utwory paleozoiku występują na głębokości

od kilku do kilkunastu metrów pod dnem dolin (HARAŃCZYK i in. 1995).

Kolejnym piętrem strukturalnym jest monoklinalne piętro permsko-mezozoiczne,

które zbudowane jest przede wszystkim z klastycznych i węglanowych osadów triasu, jury

i kredy (Ryc. 4). Do piętra tego należą również lokalnie występujące magmowe skały

permu wykształcone w postaci porfirów kwarcowych, lamprofirów, melafirów i diabazów

oraz zlepieńców i tufów. Osady triasowe występują jedynie w zachodniej i południowo-

zachodniej części WKC, gdzie miąższość ich wynosi średnio 100-300 metrów


Kraków 2007 15

(SENKOWICZOWA 1998). Na obszarze WKC dominują osady jury (Ryc. 4); ich średnia

miąższość wynosi 150-200 metrów, a maksymalnie dochodzi do 800 metrów (KUTEK

1994). Osady kredy występują w postaci nieregularnych płatów o miąższości

do 50 metrów w okolicach Krakowa (RUTKOWSKI 1993) oraz do ponad 100 metrów

we wschodnim i północno-wschodnim obrzeżeniu WKC (BEDNAREK i in. 1985 b).

Wychodnie mezozoiku na obszarze WKC stanowią przede wszystkim bardziej odporne

na wietrzenie wapienie górnej jury oksfordu i kimerydu (patrz rozdział 3.4.).

Ukształtowanie monokliny śląsko-krakowskiej zachodziło wieloetapowo: podczas

deformacji laramijskich oraz ruchów zachodzących w oligocenie i wczesnym miocenie

(DŻUŁYŃSKI 1953, MAŁECKI 1958, BUKOWY 1968, FELISIAK 1992, RUTKOWSKI 1993).

W wyniku tych deformacji permsko-mezozoiczne serie skalne zostały nachylone

ku północnemu-wschodowi, a następnie podzielone uskokami na bloki tektoniczne, zręby

i rowy. Większość uskoków w osadach mezozoicznych to strome uskoki normalne

i progowe; w południowej części Wyżyny Krakowskiej występują również uskoki

nożycowe (DŻUŁYŃSKI 1953). Niekiedy w obrębie zaburzonych warstw obserwuje się

ugięcia fleksuralne (DŻUŁYŃSKI 1953, KROKOWSKI 1984, MATYSZKIEWICZ i KRAJEWSKI

1996, KRAJEWSKI i MATYSZKIEWICZ 2004). Wielkości zrzutów uskoków są różne:

od kilku milimetrów do ponad 100 metrów. Często uskoki tworzą systemy schodowe,

których łączny zrzut może dochodzić do kilkuset metrów. Ponadto, dla osadów jurajskich

charakterystyczna jest obecność ciosu (DŻUŁYŃSKI 1953, KROKOWSKI 1984). Główne

kierunki spękań to NE-SW oraz NW-SE. Spękania ciosowe są niekiedy rozmyte krasowo.


Kraków 2007 16

Ryc. 4. Mapa geologiczna odkryta Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej i jej otoczenia (granice WKC zaznaczono białą linią; wg POŻARYSKI i in. 1966, DADLEZ i in. 2000, uproszczona).

Zrębowo-uskokowy styl piętra permsko-mezozoicznego częściowo nawiązuje

do budowy paleozoicznego podłoża WKC (ŻABA 1999, BUŁA 2002). Zespoły uskoków

i spękań ciosowych, które występują w utworach mezozoicznych, uznawane są niekiedy

za struktury naduskokowe związane z przemieszczeniami zachodzącymi wzdłuż SUKL

(ŻABA 1999). Podczas kolejnych ruchów tektonicznych paleozoiczne kierunki nieciągłości

były częściowo przenoszone do osadów młodszego piętra strukturalnego. Zrębowo-

uskokowy styl południowej części Wyżyny Krakowskiej spowodowany jest włączeniem

tej części wyżyny w obręb zapadliska przedkarpackiego (DŻUŁYŃSKI 1953, FELISIAK 1992,

RUTKOWSKI 1993).

Osady najmłodszego piętra – kenozoiku zachowane są fragmentarycznie

na obszarze WKC (WALCZAK 1953, ALEXANDROWICZ 1960, FELISIAK 1992). Najstarsze

osady z tego okresu to paleogeńskie rumosze skalne wypełniające leje krasowe oraz tzw.

piaski formierskie występujące w północnej części Wyżyny Częstochowskiej (GRADZIŃSKI


Kraków 2007 17

1977). W południowej części Wyżyny Krakowskiej osady paleogeńskie i neogeńskie

wypełniają zapadliska i obniżenia tektoniczne. Są to osady ilaste, a także wapienie

ostrygowe i caliche (ALEXANDROWICZ 1960, GRADZIŃSKI 1963, FELISIAK 1992,

RUTKOWSKI 1993). Na nich znajduje się gruby kompleks badeńskich osadów ilastych

z serią ewaporatową (FELISIAK 1992, RUTKOWSKI 1993). Osady plejstoceńskie to głównie

piaski, gliny lodowcowe, żwiry oraz lessy pochodzenia lodowcowego i wodno-

lodowcowego oraz rzecznego (WALCZAK 1953, RUTKOWSKI 1993). Najmłodsze osady,

wieku holoceńskiego, występują głównie w dolinach rzek i zagłębieniach terenu. Są to

piaski, żwiry i martwice osadzane przez współczesne rzeki oraz zwietrzelina starszych skał

(RUTKOWSKI 1993).

3.4. LITOLOGIA, STRATYGRAFIA I GENEZA OSADÓW GÓRNEJ JURY

NA WYŻYNIE KRAKOWSKO-CZĘSTOCHOWSKIEJ

Osady górnej jury wykształcone są przede wszystkim jako wapienie, margle

i wapienie margliste reprezentujące głównie oksford i lokalnie kimeryd (Ryc. 6; m. in.:

DŻUŁYŃSKI 1952, RÓŻYCKI 1953, GŁAZEK i WIERZBOWSKI 1972, KUTEK i in. 1977,

GĄSIEWICZ 1981, TRAMMER 1985, HELIASZ 1990, MATYSZKIEWICZ 1996, 1997, 2001,

KRAJEWSKI 2000, 2001, KRAJEWSKI i MATYSZKIEWICZ 2004). Osady te powstawały

w trzech facjach (sensu DŻUŁYŃSKI 1952): płytowej, uławiconej i skalistej. Facje

uławicone i skaliste reprezentują zachowane fragmenty kompleksów budowli

węglanowych, a facje płytowe – osady pozabiohermalne (por. Ryc. 5, 7). Budowle

węglanowe wykształcone są najczęściej w postaci struktur mikrobialno-gąbkowych

z dobrze rozwiniętym sztywnym szkieletem, który obserwuje się także w wapieniach

uławiconych wykształconych jako biostromy (por.: TRAMMER 1985, MATYSZKIEWICZ

1994, 1997, KRAJEWSKI 2000, 2001). Wykształcenie litologiczne facji uławiconej i skalistej

zmienia się zarówno w profilu, jak również lateralnie, co związane jest z ewolucją

kompleksów budowli węglanowych (por.: DŻUŁYŃSKI 1952, TRAMMER 1985, 1989,

MATYSZKIEWICZ 1997, MATYSZKIEWICZ i in. 2006 a).


Kraków 2007 18

Ryc. 5. Architektura facjalna górnojurajskich budowli węglanowych na Wyżynie Krakowsko- Częstochowskiej (wg MATYSZKIEWICZ 1997, uproszczone).

Przestrzenne zróżnicowanie facjalne osadów górnej jury na WKC jest złożone.

Miąższości poszczególnych typów osadów są zmienne, podobnie jak całkowita miąższość

osadów górnojurajskich w różnych częściach WKC. Miąższość ta na Wyżynie

Krakowskiej sięga 250 metrów (por. m. in.: DŻUŁYŃSKI 1952, RUTKOWSKI 1993,

MATYSZKIEWICZ 1997). Dla Wyżyny Częstochowskiej podawane są różne wartości

miąższości: około 180 metrów w rejonie Częstochowy (BARDZIŃSKI i in. 1986), 260

metrów w rejonie Żarek (HELIASZ i in. 1994), 300 m w rejonie Janowa (HELIASZ i in.

1987), 350 metrów w rejonie Wolbromia (BUKOWY 1968), a także dla całego regionu

częstochowskiego (HELIASZ 1990).


Kraków 2007 19

Osady oksfordu zalegają na utworach keloweju, a lokalnie bezpośrednio

na paleozoicznym podłożu (Ryc. 6; por. m.in.: DŻUŁYŃSKI 1950, 1952, RÓŻYCKI 1953,

RUTKOWSKI 1993, MATYSZKIEWICZ 1997, KRAJEWSKI i MATYSZKIEWICZ 2004,

LEWANDOWSKI 2004). W najniższej części profilu występuje seria prawdopodobnie

skondensowanych stratygraficznie, cienkoławicowych osadów marglistych i wapienno-

marglistych, reprezentująca dolny i niższą część środkowego oksfordu, często określana

w literaturze jako tzw. warstwy jasnogórskie (Ryc. 6; RÓŻYCKI 1953, TRAMMER 1982,

1985, 1989). W obrębie tych osadów występują tzw. inicjalne budowle węglanowe,

o rozciągłości od kilku do kilkunastu metrów, zbudowane głównie ze skalcyfikowanych

gąbek krzemionkowych (Ryc. 7; TRAMMER 1985, MATYSZKIEWICZ 1997).

Osady środkowego oksfordu reprezentowane są niekiedy przez fację wapieni

płytowych o płytkowej oddzielności z liczną fauną amonitową, lokalnie przeławiconych

cienkimi wkładkami margli (Ryc. 6, 7; DŻUŁYŃSKI 1952, MATYSZKIEWICZ 1997).

W wapieniach płytowych występują niekiedy biohermy gąbkowe, o rozmiarach do kilku

metrów (MATYSZKIEWICZ 1997, KRAJEWSKI 2002).

Od środkowego do późnego oksfordu dominują wapienie skaliste (Ryc. 6),

co związane jest z fazą najbardziej intensywnego rozwoju kompleksów budowli

węglanowych na WKC przypadającą na ten okres (por. MATYSZKIEWICZ 1997, KRAJEWSKI

i MATYSZKIEWICZ 2004). Zachowane fragmenty budowli węglanowych z tego okresu

tworzą rozległe kompleksy skalne osiągające kilkadziesiąt metrów wysokości i kilkaset

metrów rozciągłości. Wapienie skaliste występują w odmianach masywnych i zrostkowych

(Ryc. 7, TRAMMER 1982, MATYSZKIEWICZ 1989 a, 1994, 1997). Wykształcenie wapieni

skalistych zależy od stopnia rozwoju sztywnego szkieletu (MATYSZKIEWICZ 1994).

Wapienie zrostkowe reprezentują niższe oraz marginalne partie budowli, w których

rozwinął się jedynie szkielet laminarny, natomiast wapienie masywne reprezentują

wewnętrzne części budowli, w których w pełni rozwinął się sztywny szkielet siatkowy,

dokumentowany obecnością drążeń oraz licznych kawern wzrostowych (por. PRATT 1982).

W tej części profilu występują także silnie zróżnicowane osady facji uławiconej, która

najczęściej reprezentowana jest przez biostromy. Są to m. in. gruboławicowe wapienie

z krzemieniami, a lokalnie: wapienie pelityczne i wapienie kredowate (Ryc. 7; por. KUTEK

i in. 1977, MATYSZKIEWICZ 1989 a, HELIASZ 1990, KRAJEWSKI 2001, MATYSZKIEWICZ i in.

2001).


Kraków 2007 20

Osady najwyższej części profilu, przełomu oksfordu i kimerydu oraz kimerydu,

zachowane są głównie na Wyżynie Częstochowskiej, gdzie występują w postaci facji

uławiconej jako wapienie płytowe oraz wapienie kredowate (KUTEK i in. 1977, HELIASZ

1990). Termin „wapienie kredowate” nie jest jednoznaczny i przez badaczy jest różnie

interpretowany (patrz m. in.: KUTEK i in. 1977, HELIASZ 1990, KRAJEWSKI 2001,

MATYSZKIEWICZ i in. 2001). Są nim określane nieuławicone lub gruboławicowe osady,

charakteryzujące się słabą zwięzłością, obfitością szczątków organicznych i dużą

porowatością. Wapienie kredowate są także traktowane jako odmiana wapieni skalistych

ze słabo wykształconym sztywnym szkieletem (MATYSZKIEWICZ i in. 2001). Ponadto,

na Wyżynie Częstochowskiej, wśród osadów przełomu górnego oksfordu i dolnego

kimerydu występują niekiedy rafy koralowe w formie niewielkich raf kępkowych

(HELIASZ 1990). W najwyższej części profilu osadów Wyżyny Krakowskiej dominują

wapienie margliste i margle.

Powszechnie w górnojurajskich osadach WKC obserwowane są osady spływów

grawitacyjnych wykształcone jako wapienie ziarniste oraz debryty (Ryc. 5; m. in.:

BUKOWY 1960, MARCINOWSKI 1970, MATYSZKIEWICZ 1989 b, HELIASZ 1990, IRMIŃSKI

1995, MATYSZKIEWICZ 1993, 1994, 1996, MATYSZKIEWICZ i KRAJEWSKI 1996, KRAJEWSKI

2000). Powstały one w wyniku niszczenia wyższych części budowli oraz oddziaływania

tektoniki synsedymentacyjnej związanej z działalnością SUKL (FELISIAK 1983,

MATYSZKIEWICZ 1989 b, MATYSZKIEWICZ i in. 2006 a, b).


Kraków 2007 21

Ryc. 6. Profil litostratygraficzny osadów górnej jury na Wyżynie Krakowskiej (wg KRAJEWSKI i MATYSZKIEWICZ 2004, zmieniony).


Kraków 2007 22

0

5 [m]

wapienie skaliste

wapienie uławicone z krzemieniami

strefaprzejściowa

S N

E

D

B

C

ryodacyt, P

wapnienie piaszczyste, krynoidowe, J2

cl

margle i wapienie margliste, J3o

A

Ryc. 7. Przykłady osadów górnej jury w odsłonięciach Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej:

A – margle i wapienie margliste (facja uławicona); Zalas; dolny i środkowy oksford. B – wapienie płytowe (facja płytowa); Ratowa; środkowy oksford. C – inicjalna budowla węglanowa (facja skalista); Zalas; środkowy oksford. D – wapienie zrostkowe (facja skalista); Olsztyńskie Skały; górny oksford. E – wapienie masywne (facja skalista) i uławicone z krzemieniami (facja uławicona); Piekary; górny oksford.


Kraków 2007 23

Depozycja górnojurajskich osadów węglanowych WKC miała miejsce w zbiorniku

epikontynentalnym, na północnym szelfie Oceanu Tetydy (Ryc. 8). Szelf ten rozciągał się

od dzisiejszej Portugalii po Kaukaz i zdominowany był przez facje mikrobialno-gąbkowe

(TRAMMER 1982, MATYSZKIEWICZ 1997).

Ryc. 8. Położenie paleogeograficzne Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej w późnej jurze (wg MATYSZKIEWICZ 1997, za ZIEGLER 1990, uproszczone).

Rozwój górnojurajskich budowli węglanowych w poszczególnych częściach WKC

odbywał się w różnym czasie i z różną intensywnością. Na Wyżynie Krakowskiej pierwsze

budowle węglanowe pojawiły się na przełomie wczesnego i środkowego oksfordu

(TRAMMER 1982, 1985, 1989). Były one wykształcone w postaci niewielkich bioherm

gąbkowych i gąbkowo-mikrobialnych, które w środkowym i wczesnym okresie późnego

oksfordu przekształciły się w budowle mikrobialno-gąbkowe, a następnie w rafopodobne

budowle mikrobialne (MATYSZKIEWICZ 1997, 2001). Szczytowe stadium rozwoju budowli

węglanowych na Wyżynie Krakowskiej przypada na początek późnego oksfordu, kiedy

tworzyły one rozległe kompleksy. Następnie, w późnym oksfordzie i wczesnym

kimerydzie budowle zaczęły zanikać i miało miejsce częściowe wyrównanie deniwelacji

dna (KRAJEWSKI 2001).

Wzrost budowli węglanowych na Wyżynie Częstochowskiej rozpoczął się również

na przełomie wczesnego i środkowego oksfordu (TRAMMER 1982, 1985, 1989).

W środkowym oksfordzie rozwijały się tutaj budowle gąbkowo-mikrobialne

reprezentowane przez słabo zwięzłe wapienie kredowate (KUTEK i in. 1977), które


Kraków 2007 24

następnie zastępowane były przez budowle mikrobialno-gąbkowe reprezentowane przez

wapienie masywne (HELIASZ 1990, MATYSZKIEWICZ i in. 2001). Facje uławicone

reprezentowane były przez wapienie mikrytowe (KUTEK i in. 1977, HELIASZ 1990).

W późnym oksfordzie część budowli na obszarze częstochowskim została zatopiona,

czego zapisem są alternacje wapienno-margliste (HELIASZ 1990, MATYSZKIEWICZ i in.

2001). Jednak lokalnie budowle węglanowe rozwijały się nadal. Wapienie kredowate

zostały zastąpione bardziej zwięzłymi wapieniami masywnymi, a w nieckach między nimi

deponowane były osady podmorskich spływów grawitacyjnych (MARCINOWSKI 1970,

MATYSZKIEWICZ i in. 2006 a). Budowle te łączyły się ze sobą tworząc rozległe kompleksy

(MATYSZKIEWICZ i in. 2001, 2004). Na przełomie oksfordu i kimerydu nastąpiło kolejne

zatopienie budowli, a lokalnie rozwinęły się facje płytkowodne z koralami (HELIASZ

1990).

W latach dziewięćdziesiątych XX w., do wyjaśnienia zróżnicowania facjalnego

osadów górnojurajskich na WKC posługiwano się modelem rampy węglanowej nachylonej

na południe (MATYJA i WIERZBOWSKI 1996), która na skutek zróżnicowanej subsydencji

podmezozoicznego podłoża miała zostać przekształcona w szelf obrzeżony

(MATYSZKIEWICZ 1997). W świetle tej hipotezy, obszar Wyżyny Krakowskiej pełnił rolę

bariery oddzielającej Ocean Tetydy na południu od basenu intraszelfowego

na północy obejmującego Wyżynę Częstochowską i położoną dalej na północy Wyżynę

Wieluńską (MATYSZKIEWICZ 2001). Zróżnicowanie litologiczne budowli węglanowych

na obszarze WKC mogło być związane z obecnością tej bariery. W jej obrębie

i w bezpośrednim sąsiedztwie tworzyły się silnie zwięzłe wapienie skaliste, a w basenie

intraszelfowym – miękkie wapienie kredowane (MATYSZKIEWICZ 2001).

Ostatnio, coraz większą rolę jako czynnikowi warunkującemu zróżnicowanie

facjalne osadów górnojurajskich przypisuje się budowie podmezozoicznego podłoża oraz

tektonice synsedymentacyjnej (KUTEK 1994, MATYSZKIEWICZ 1997, JĘDRYS i in. 2004,

MATYSZKIEWICZ i in. 2004, 2006 a, b). Obecność intruzji w podmezozoicznym podłożu

mogło mieć istotny wpływ na zmniejszenie subsydencji na obszarach podścielonych

intruzjami w stosunku do obszarów otaczających. To z kolei mogło doprowadzić

do powstania wyraźnych wzniesień dna, na których następował intensywny wzrost

budowli węglanowych (KUTEK 1994, MATYSZKIEWICZ 1997, MATYSZKIEWICZ i in. 2001,

2006 b). Przykładem takiej interpretacji jest analiza rozmieszczenia górnojurajskich

budowli węglanowych na Wyżynie Krakowskiej i w Skałach Zegarowych w Paśmie


Kraków 2007 25

Smoleńsko-Niegowonickim na Wyżynie Częstochowskiej (KUTEK 1994, MATYSZKIEWICZ

1997, MATYSZKIEWICZ i in. 2004, 2006 b).


Kraków 2007 26

4. METODYKA BADAŃ

Do rozpoznania zróżnicowania facjalnego płytko zalegających osadów

górnojurajskich na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej wykorzystano metodę

georadarową, a do zbadania podmezozoicznego podłoża WKC – metodę

magnetometryczną. Obszary do szczegółowych badań geofizycznych wytypowano

na postawie wyników badań facjalnych, danych otworowych oraz badań terenowych.

4.1. METODA MAGNETOMETRYCZNA

4.1.1. CHARAKTERYSTYKA METODY MAGNETOMETRYCZNEJ

ORAZ CELOWOŚĆ JEJ ZASTOSOWANIA

Metoda magnetometryczna służy do rozpoznania budowy geologicznej podłoża na

podstawie anomalii ziemskiego pola magnetycznego, które związane są

ze zróżnicowanymi własnościami magnetycznymi skał. Chociaż większość minerałów

skałotwórczych jest niemagnetyczna, to jednak pewne typy skał zawierają wystarczającą

ilość minerałów magnetycznych, aby stanowić źródło anomalii magnetycznych.

Zastosowanie metody magnetometrycznej jest bardzo szerokie: od szczegółowych prac

inżynierskich i archeologicznych, do badań przeprowadzanych w skali półszczegółowej

i regionalnej mających na celu zbadanie budowy geologicznej.

Podatność magnetyczna skał zależy od zawartości w skale minerałów

ferrimagnetycznych, głównie magnetytu. Stąd, zasadowe skały magmowe cechują się

najwyższymi wartościami podatności magnetycznej. Wysokie wartości podatności

magnetycznej mają również kwaśne skały magmowe i skały metamorficzne (KEAREY i in.

2002). Anomalię magnetyczną w danym punkcie stanowi różnica pomiędzy pomierzoną

wartością indukcji pola magnetycznego a wartością pola magnetycznego przyjętą

za normalną. Wartość normalna pola magnetycznego jest sumą geometryczną pola

magnetycznego jednorodnie namagnesowanej kuli, pola kontynentalnego oraz

zewnętrznego pola magnetycznego Ziemi. Zasadniczo, skały osadowe są niemagnetyczne

lub słabomagnetyczne. Anomalie magnetyczne występujące na obszarach pokrytych serią

skał osadowych są zazwyczaj spowodowane obecnością w ich podłożu skał magmowych

lub metamorficznych lub intruzjami tkwiącymi w serii skał osadowych. Głównym źródłem


Kraków 2007 27

anomalii magnetycznych na obszarze WKC są intruzje skał magmowych w paleozoicznym

podłożu, które związane są ze SUKL (KURBIEL 1978, CIEŚLA i in. 1984, JĘDRYS i in. 2004,

GRABOWSKA 2005).

Obecnie, w pomiarach magnetometrycznych stosuje się magnetometr protonowy.

Idea pomiaru polega na wykorzystaniu swobodnej precesji protonów w wodzie

w ziemskim polu magnetycznym. Najważniejszą częścią przyrządu jest sonda składająca

się z cewki, w której umieszczony jest zbiornik wypełniony wodą destylowaną lub inną

cieczą zawierającą swobodne protony. Gdy przepływający przez cewkę prąd wygeneruje

pole magnetyczne, rzędu 50-100 razy większe niż pole geomagnetyczne, które skierowane

jest w przybliżeniu prostopadle do kierunku pola geomagnetycznego, to protony zostaną

spolaryzowane w kierunku przyłożonego pola. Poprzez wyłączenie prądu płynącego przez

cewkę pole polaryzujące zostaje usunięte. Następuje wtedy swobodna precesja protonów

w wodzie wokół kierunku ziemskiego pola magnetycznego. Protony precesują

z częstotliwością proporcjonalną do wielkości ziemskiego pola magnetycznego.

Częstotliwość ta jest wyznaczana poprzez pomiar zmiennego napięcia indukowanego

w cewce. Stąd, pomiar indukcji pola magnetycznego Ziemi sprowadza się do pomiaru

częstotliwości precesji. Dokładność magnetometru wynosi ok. 0,1 nT, przy czym normalne

pole magnetyczne dla Polski południowej jest rzędu 49000 nT.

W zależności od problemu badawczego przyjmuje się określoną metodykę

pomiarów. Mogą to być pomiary naziemnie lub pomiary aeromagnetyczne; z kolei

pomiary naziemne wykonywane są wzdłuż profili, bądź w siatce pomiarowej.

W interpretacji wyników stosowane są metody interpretacji jakościowej i ilościowej.

Interpretacja jakościowa polega na rozpoznaniu stref anomalnych, rozdzieleniu anomalii

na część regionalną i lokalną, a następnie na powiązaniu ich związku z budową

geologiczną. Interpretację ilościową wykonuje się w celu określenia parametrów ciała

będącego źródłem anomalii, takich jak: kształt, głębokość występowania, nachylenie,

własności magnetyczne, namagnesowanie. Interpretacja ilościowa może być

przeprowadzana w sposób pośredni, poprzez modelowanie struktur geologicznych

i obliczanie związanego z nimi efektu magnetycznego, lub w sposób bezpośredni, poprzez

wykorzystanie charakterystycznych punktów krzywej anomalii magnetycznej, które

następnie służą do obliczenia parametrów ciała stanowiącego źródło anomalii.


Kraków 2007 28

4.1.2. DOTYCHCZASOWY STAN WIEDZY

Podmezozoiczne podłoże WKC jest przedmiotem badań magnetometrycznych

od lat 30-tych ubiegłego wieku. Pierwsze, regionalne badania magnetometryczne

przeprowadzane były dla celów rozpoznania obrazu anomalii magnetycznych WKC.

Następnie, na obszarach stwierdzonych anomalii, wykonywane były badania szczegółowe

i półszczegółowe (KALINOWSKI 1933, PAWŁOWSKI 1947, DĄBROWSKI i KARACZUN 1958).

Realizowane w kolejnych latach powierzchniowe badania geofizyczne, wraz z którymi

wykonywane były wiercenia geologiczne, koncentrowały się na wyjaśnieniu budowy

geologicznej podłoża oraz interpretacji anomalii magnetycznych dla celów poszukiwań

złóż metali (DĄBROWSKI 1960, ZNOSKO 1964, KURBIEL 1978, CIEŚLA i in. 1984).

Prowadzone w Polsce w ostatnich latach badania magnetometryczne z zastosowaniem

nowoczesnych magnetometrów protonowych oraz najnowszych metod interpretacji

anomalii całkowitego pola magnetycznego Ziemi mają na celu uaktualnienie

i uszczegółowienie mapy magnetycznej Polski, stworzenie komputerowej bazy danych

magnetycznych (KOSOBUDZKA i PAPROCKI 1998) oraz rozpoznanie budowy geologicznej

(GRABOWSKA 2005).

Cechą charakterystyczną obrazu anomalii WKC jest jego dwudzielność (Ryc. 9;

ZNOSKO 1964, KURBIEL 1978, CIEŚLA i in. 1984, GRABOWSKA 2005). W części

południowej, na obszarze Płaskowyżu Ojcowskiego i Grzbietu Tenczyńskiego, dominują

pojedyncze anomalie dodatnie o charakterze trójwymiarowym i wielkości do 400 nT. Są to

anomalie: Bębła, Dębnika, Rybnej-Zalasu, Niedźwiedziej Góry, Miękini i Mnikowa.

W części północnej Wyżyny Krakowskiej i na Wyżynie Częstochowskiej dominują

dodatnie anomalie dwuwymiarowe o rozciągłości NW-SE, które tworzą większą,

wydłużoną strefę anomalną. Najsilniejsze anomalie znajdują się na obszarze: Chrząstowic-

Krzywopłotów-Ogrodzieńca i Myszkowa-Mrzygłodu, a słabsze – na obszarze: Pilicy-

Kotowic-Żarek, Wolbromia-Skały oraz Olsztyna (Ryc. 9).


Kraków 2007 29

Ryc. 9. Mapa anomalii magnetycznych ∆T Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej (grid 500 m;

mapa została skonstruowana w programie SURFER 8.0 na podstawie danych udostępnionych przez Centralne Archiwum Geologiczne Polskiego Instytutu Geologicznego).

Obecność anomalii magnetycznych na obszarze WKC wiąże się ze SUKL oraz

stowarzyszonymi z nią licznymi intruzjami skał magmowych (GRABOWSKA 2005). Część

anomalii była już przedmiotem szczegółowych badań, np. anomalie w okolicach Krakowa:

Nieporaz-Brodła, Miękinia, Zalas i Bębło (SKORUPA 1953, HANCZKE i in. 1978).

Na podstawie badań petrofizycznych przeprowadzonych przez Przedsiębiorstwo

Poszukiwań Geofizycznych w latach: 1959-1961, 1965 i 1974 wynika, że najwyższymi

wartościami podatności magnetycznej cechują się: zmetamorfizowane łupki: 0,25 –

5,7 ·10-2, diabazy: 3,8 – 4,8 ·10-2 i porfiry: 0,5 – 1,6 ·10-2 [SI] (KURBIEL 1978). Jednak

wymienione powyżej wartości podatności magnetycznej nie są wystarczające, aby

stanowić źródło tak silnych anomalii i wielu badaczy upatruje źródeł anomalii

w większych ciałach magmowych, które muszą występować w znacznie głębszym podłożu

(SKORUPA 1953, DĄBROWSKI i KARACZUN 1958, KURBIEL 1978).


Kraków 2007 30

Na omawianym obszarze, równolegle z badaniami magnetometrycznymi

prowadzone były badania grawimetryczne, jako wzajemnie uzupełniające. Porównanie

lokalizacji grawimetrycznych anomalii ujemnych, odpowiadających niewielkim

granitoidowym batolitom w podmezozoicznym podłożu WKC, z lokalizacją dodatnich

anomalii magnetycznych, sugeruje, że anomalie magnetyczne mogą mieć związek również

z metamorficzną aureolą wokół ciał granitoidowych oraz związaną z nią mineralizacją

skał osadowych (ZNOSKO 1964, BUKOWY i ŚLÓSARZ 1968, GÓRECKA 1970, 1972, CIEŚLA

i in. 1984, BEDNAREK i in. 1985 a). Mineralizacja ta powstała w wyniku działania

procesów hydrotermalnych, które towarzyszyły ruchom tektonicznym (BEDNAREK i in.

1985 a).

Interpretacja anomalii magnetycznych na obszarze WKC dla celów rozważań nad

zróżnicowaniem facjalnym osadów górnej jury nie została, jak dotąd w pełni

przeprowadzona. Wykonano jedynie wstępną interpretację jakościową, z której wynika, że

istnieje związek pomiędzy lokalizacją intruzji a rozmieszczeniem facji wapieni na WKC

(JĘDRYS i in. 2004). Rozmieszczenie głównych grup skałek górnojurajskich

na WKC, reprezentujących fragmenty kompleksów budowli węglanowych, odpowiada

lokalizacji głównych stref anomalnych. Poszczególne pasma skałek podścielone są

intruzjami: Pasmo Olsztyńsko-Mirowskie – kompleksem granitoidowym Myszków-

Mrzygłód, Pasmo Zborowsko-Ogrodzienieckie – magmowym kompleksem Zawiercia,

Pasmo Smoleńsko-Niegowonickie – magmowym kompleksem Pilicy, a Płaskowyż

Ojcowski – kompleksem granitoidowym Doliny Będkowskiej. Relacje te pozwalają

przypuszczać, że powstanie i rozwój kompleksów budowli węglanowych były

uwarunkowane m. in. obecnością intruzji w podmezozoicznym podłożu WKC.

Szczegółowa interpretacja wybranych anomalii całkowitego pola magnetycznego Ziemi

∆T na obszarze WKC przedstawiona w niniejszej pracy pozwoliła na sprawdzenie tej

hipotezy.

Do przeprowadzenia szczegółowej interpretacji wybrano anomalię Bębła,

znajdującą się na obszarze Płaskowyżu Ojcowskiego oraz strefę anomalną południowej

części Wyżyny Częstochowskiej, znaną również jako anomalia Krzywopłotów, która

znajduje się na obszarze Pasma Smoleńsko-Niegowonickiego i Zborowsko-

Ogrodzienieckiego (Ryc. 1, 8).


Kraków 2007 31

Anomalie te spełniają następujące warunki:

- na obszarze ich występowania znajdują się otwory wiertnicze, dla których istnieje pełna

dokumentacja (m. in.: BEDNAREK i in. 1985 a, HARAŃCZYK i PREIDL 1990, PREIDL

i MADEJ 1992, HARAŃCZYK i in. 1995, UNRUG i in. 1999, ŻABA 1999, BUŁA 2000),

- na obszarach występowania anomalii znajdują się pasma wzgórz zbudowanych

z wapieni skalistych, które odpowiadają zachowanym fragmentom kompleksów

budowli węglanowych,

- w skałach osadowych paleozoiku, stwierdzono obecność skał magmowych

(m. in.: BUKOWY 1964, BUKOWY i CEBULAK 1971, EKIERT 1971, KURBIEL 1978,

HARAŃCZYK i in. 1995, ŻABA 1999, BUŁA 2000).

Ponadto, przeprowadzono lokalne pomiary magnetometryczne, które następnie

zinterpretowano pod względem jakościowym. Pomiary zostały wykonane w miejscowości

Bębło, na Płaskowyżu Ojcowskim, gdzie znajduje się odsłonięcie wapieni skalistych

w postaci niewielkiej grupy skalnej Skały Żytniej. Obszar ten spełnia wszystkie omówione

powyżej warunki. Celem badań było zbadanie płytkiego podłoża starszego paleozoiku pod

kątem występowania w nim intruzji skał magmowych i sprawdzenie ewentualnej korelacji

pomiędzy wykształceniem podmezozoicznego podłoża a występowaniem ostańców

górnojurajskich.


Kraków 2007 32

4.2. METODA GEORADAROWA

4.2.1. CHARAKTERYSTYKA METODY GEORADAROWEJ

ORAZ CELOWOŚĆ JEJ ZASTOSOWANIA

Metoda georadarowa jest metodą nieinwazyjną, dzięki czemu możliwe było jej

zastosowanie na obszarach chronionych, gdzie przeprowadzono badania. Park Skały

Twardowskiego znajduje się na terenie Bielańsko-Tynieckiego Parku Krajobrazowego,

a Olsztyńskie Skały – na terenie Parku Krajobrazowego Orlich Gniazd.

Metoda georadarowa należy do grupy metod radiofalowych. W metodzie tej

wykorzystywane jest zjawisko rozchodzenia się fali elektromagnetycznej w ośrodkach

różniących się własnościami elektrycznymi. Do najważniejszych własności elektrycznych

skały mających wpływ na zjawisko propagacji fali elektromagnetycznej należą:

przenikalność dielektryczna i oporność elektryczna. Wartości tych parametrów warunkują

prędkość rozchodzenia się fali elektromagnetycznej i jej tłumienie (DAVIS

i ANNAN 1989). Aparatura pomiarowa składa się z dwóch anten: nadawczej i odbiorczej,

jednostki centralnej i komputera zewnętrznego (notebooka). Zasada działania georadaru

jest następująca: antena nadawcza emituje w głąb ośrodka geologicznego falę

elektromagnetyczną w postaci impulsów. Fala rozchodząc się ulega tłumieniu i absorpcji,

może też ulec odbiciu i załamaniu. Fala odbita od granicy rozdzielającej ośrodki o różnych

własnościach elektrycznych zostaje zarejestrowana przez antenę odbiorczą. Im większy

kontrast stałej dielektrycznej obu ośrodków, tym silniej odbijana jest fala

elektromagnetyczna (DAVIS i ANNAN 1989). Silny kontrast parametrów elektrycznych

istnieje m. in. między powietrzem a dowolnym ośrodkiem geologicznym, stąd bardzo

dobre wyniki uzyskuje się w badaniu pustek skalnych.

W pomiarach georadarowych najczęściej stosuje się technikę jednokanałowego

profilowania refleksyjnego, w której para anten: nadawczej i odbiorczej, przesuwana jest

wzdłuż profilu. Standardowo, jako dodatkowe, wykonywane jest profilowanie prędkości

WARR (Wide Angle Reflection and Refraction – szerokokątne odbicie i refrakcja),

na którego podstawie wyznaczana jest prędkość propagacji fali elektromagnetycznej

w badanym ośrodku, niezbędna do obliczenia skali głębokościowej dla rejestrowanych

echogramów.


Kraków 2007 33

Metodę tę cechuje wysoka rozdzielczość, płytki zasięg głębokościowy oraz

nieinwazyjny sposób wykonywania pomiarów. Jakość zarejestrowanego obrazu oraz

zasięg głębokościowy zależą głównie od budowy geologicznej ośrodka, parametrów

fizyko-chemicznych jego trzech faz, a także od doboru częstotliwości anten

i ustawień parametrów pomiarowych. Im niższa częstotliwość anten, tym większa

głębokość penetracji. Głównymi przeszkodami w zbadaniu podłoża jest zawilgocenie

badanego ośrodka oraz obecność na powierzchni osadów o małej oporności elektrycznej:

ilastych, mułowcowych. Czynniki te powodują silne tłumienie fali elektromagnetycznej.

Metoda georadarowa doskonale nadaje się do celów rozpoznania zróżnicowania

facjalnego płytko zalegających wapieni górnojurajskich, a także rozpoznania przebiegu

pustek krasowych i nieciągłych struktur tektonicznych (DAVIS i ANNAN 1989, SIGURDSSON

i OVERGAARD 1998, JĘDRYS i in. 2002, JĘDRYS i KRAJEWSKI 2002, NEAL 2004).

W stanowiskach wytypowanych do badań, utwory górnej jury znajdują się bardzo płytko

pod powierzchnią, na głębokości kilkudziesięciu centymetrów. Wapień górnojurajski

cechuje się niską przewodnością elektryczną (rzędu 0,5-2 mS/m) i bardzo małym

zawilgoceniem, co wpływa na słabe tłumienie fali elektromagnetycznej, a przez to większy

zasięg penetracji i dobrą czytelność struktur geologicznych na uzyskanych echogramach.

Zasięg głębokościowy metody, który przy antenach 200 MHz wynosi do 14 metrów,

a przy 50 MHz – 25 metrów, oraz jej rozdzielczość, ok. 60 centymetrów z antenami

200 MHz, umożliwiają kartowanie pustek krasowych, uławicenia, uskoków i niektórych

systemów ciosu.

4.2.2. DOTYCHCZASOWY STAN WIEDZY

W ostatnich latach wykorzystanie metody georadarowej w badaniach

sedymentologicznych staje się coraz bardziej popularne. Jej zastosowanie do rozpoznania

architektury facjalnej osadów węglanowych jest równie efektywne, co zastosowanie

stratygrafii sekwencyjnej w interpretacji wyników badań sejsmicznych (por. m. in.: SMITH

i JOL 1997, NEAL 2004). Metoda georadarowa została z powodzeniem zastosowana

w badaniach osadów węglanowych dla celów szczegółowego rozpoznania zróżnicowania

facji wapieni górnojurajskich w Jurze Szwabskiej (ASPRION i AIGNER 2000) i wapieni danu

w Danii (SIGURDSSON i OVERGAARD 1998). Stosowano ją również do interpretacji

wyników sejsmiki morskiej: w obrazowaniu górnokredowo-dolnopaleoceńskich kopców


Kraków 2007 34

mułowych w południowo-zachodniej Szwecji i Danii (NIELSEN i in. 2004). W Polsce

metoda ta jest najczęściej stosowana w badaniach inżynierskich infrastruktury miejskiej,

natomiast dla potrzeb geologii – znacznie rzadziej, co wynika m. in. z jej ograniczeń.

Metodę georadarową zastosowano z powodzeniem w badaniach górnojurajskich osadów

węglanowych dla celów poszukiwania pustek krasowych w Krakowie, w Parku Skały

Twardowskiego (JĘDRYS i in. 2002, JĘDRYS i KRAJEWSKI 2002) oraz w Jaworzni k. Kielc

(SZYNKIEWICZ i KASZA 2002). Na podstawie pilotażowych badań georadarowych

przeprowadzonych w Krakowie potwierdzono obecność w zrębie Zakrzówka rozległego,

sieciowego systemu jaskiniowego oraz wykazano związek krasu z tektoniką (JĘDRYS i in.

2002, JĘDRYS i KRAJEWSKI 2002).

Badania georadarowe polegały na wykonaniu serii pomiarów w różnych częściach

WKC. Pierwszy obszar badań mieści się na terenie Olsztyńskich Skał, w północnej części

Pasma Olsztyńsko-Mirowskiego na Wyżynie Częstochowskiej, a drugi – na zrębie

Zakrzówka na Wyżynie Krakowskiej (Ryc. 1). Obszary te stanowią swego rodzaju

poligony doświadczalne do przetestowania skuteczności metody georadarowej do badania

wapieni górnojurajskich. W obu rejonach znajdują się odsłonięcia osadów górnojurajskich,

co ułatwiło interpretację otrzymanych wyników. Ponadto, w miejscu przeprowadzanych

pomiarów, osady górnej jury leżą płytko pod osadami czwartorzędowymi, dzięki czemu

uzyskano głęboki zasięg penetracji oraz wysoką rozdzielczość obrazów georadarowych.

Brak zarówno zabudowy, jak również gęstego poszycia leśnego umożliwiły

przeprowadzenie pomiarów.

Na obszarze Olsztyńskich Skał dominują wapienie skaliste i uławicone, których

przejścia facjalne powszechnie obserwuje się w odsłonięciach. Celem badań

georadarowych na tym obszarze było sprawdzenie skuteczności metody do kartowania

zmian facjalnych osadów górnojurajskich znajdujących się płytko pod osadami

czwartorzędowymi. Drugi obszar badań to fragment Parku Skały Twardowskiego na zrębie

Zakrzówka na Wyżynie Krakowskiej (Ryc. 1). Celem badań w tym obszarze było

sprawdzenie ciągłości struktur geologicznych obserwowanych w odsłonięciach, takich jak:

formy krasowe, uskoki, cios oraz facje sedymentacyjne wapieni górnej jury.


Kraków 2007 35

5. BADANIA MAGNETOMETRYCZNE

5.1. METODYKA BADAŃ MAGNETOMETRYCZNYCH

Dane pomiarowe pochodzą z naziemnego półszczegółowego zdjęcia

magnetycznego (siatka 500 m; ok. 2 punkty/km2), które zostało udostępnione przez

Centralne Archiwum Geologiczne PIG. Przetwarzanie i interpretacja zostały wykonane

z użyciem niekomercyjnych programów: WIELOMIAN, SKŁAD, MODEL-2D i TALIA

autorstwa dr hab. inż. Grzegorza Bojdysa (BOJDYS 1999, 2003) oraz TRANSFORMACJE

autorstwa dr hab. inż. Marka Lembergera. W konstrukcji modelów założono

namagnesowanie indukcyjne. Wszystkie mapy zostały skonstruowane w programie

SURFER 8.0. Do rozdzielenia pola anomalnego na część regionalną, odpowiadającą

głębokiemu podłożu krystalicznemu skorupy i lokalną, związaną ze zróżnicowaną litologią

pokrywy paleozoicznej, wykorzystano metody klasyczne (GRIFFIN 1949) oraz metody

wyższych pochodnych pionowych (ELKINS 1951, BARANOV 1953). W wyniku

zastosowania tych metod powstały mapy anomalii transformowanych. W interpretacji

geologicznej anomalii magnetycznych zostały wykorzystane dotychczasowe prace

geofizyczne oraz wyniki rozpoznania geologicznego (m. in.: KURBIEL 1978, CIEŚLA i in.

1984, HARAŃCZYK i PREIDL 1990, PREIDL i MADEJ 1992, GRABOWSKA 2005).


Kraków 2007 36

5.2. MAGNETYCZNY OBRAZ WYŻYNY KRAKOWSKO-CZĘSTOCHOWSKIEJ

Dodatnie anomalie magnetyczne zlokalizowane w obrębie WKC są dobrze

widoczne zarówno na mapie anomalii magnetycznych ∆T (Ryc. 9), jak i mapach anomalii

transformowanych (Ryc. 10, 11). Mapy transformowane zostały skonstruowane tak, aby

uwypuklić struktury leżące najpłycej.

Ryc. 10. Mapa pierwszych pochodnych pionowych ∆T Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej obliczona wg wzoru Baranova, dla parametru transformacji s=7 km. Izolinie co 500 ·10-13 [SI].


Kraków 2007 37

Ryc. 11. Mapa drugich pochodnych pionowych ∆T Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej obliczona wg wzoru Elkinsa, dla parametru transformacji s=3 km. Izolinie co 25 ·10-16 [SI].

Wyraźne wydzielenie się anomalii na wyliczonych mapach transformowanych

wskazuje, że źródła anomalii magnetycznych znajdują się płytko pod powierzchnią terenu,

maksymalnie na głębokości kilku kilometrów.


Kraków 2007 38

5.3. ANOMALIA BĘBŁA

5.3.1. BUDOWA PODMEZOZOICZNEGO PODŁOŻA PŁASKOWYŻU OJCOWSKIEGO

W REJONIE BĘBŁA

Anomalia Bębła zajmuje obszar centralnej części Płaskowyżu Ojcowskiego,

którego podłoże stanowi wypiętrzony tektonicznie Grzbiet Jerzmanowicki (Ryc. 12). Jest

to silna anomalia dodatnia o charakterze trójwymiarowym. Na jej tle zaznacza się kilka

mniejszych anomalii, również o charakterze trójwymiarowym. Obszar ten był już

przedmiotem badań magnetometrycznych (por. SKORUPA 1953, GRABOWSKA 2005).

Źródło anomalii regionalnej jest nieznane, podobnie jak anomalii drugiego rzędu.

W oparciu o mapę magnetyczną składowej pionowej ∆Z Płaskowyżu Ojcowskiego

(SKORUPA 1953) oraz na podstawie wierceń: DB-4, DB-5, WB-55, WB-58, WB-102a,

IG-Jerzmanowice oraz Bębło-1 przeprowadzono interpretację budowy paleozoicznego

podłoża jury (BUKOWY i ŚLÓSARZ 1964, GÓRECKA 1970, 1972, HARAŃCZYK i in. 1995,

UNRUG i in. 1999, BUŁA 2000; por. Ryc. 12). Wynika z niej, iż w podłożu płaskowyżu

znajduje się batolit granitoidowy, od którego odchodzą liczne intruzje i apofizy

(HARAŃCZYK i in. 1995, UNRUG i in. 1999). Batolit znajduje się na granicy Bloków:

Małopolskiego i Górnośląskiego, na skrzyżowaniu dyslokacji SUKL i uskoku

przesuwczego Krzeszowice-Charsznica. Stąd, jest on interpretowany jako intruzja

zszywająca bloki terranowe (HARAŃCZYK i in. 1995). Batolit ten został nawiercony

otworami DB-5 i WB-102a, na głębokości odpowiednio: od 1086 do 1414 (koniec otworu)

i od 1091 do 1455 metrów (koniec otworu). Batolit przebity jest licznymi apofizami

i żyłami, których powstanie stowarzyszone było z kolejnymi ruchami tektonicznymi

(HARAŃCZYK i in. 1995). Apofizy i żyły zbudowane są głównie z porfiru, diabazu,

andezytu, ryodacytu, zostały stwierdzone w otworach DB-4, WB-55, WB-102a i Bębło-1

(por. Ryc. 12). Skały magmowe znajdują się tu płytko pod pokrywą czwartorzędu. W dnie

Doliny Będkowskiej, w otworze DB-4 stwierdzono żyłę porfiru na głębokości kilkunastu

metrów (HARAŃCZYK i LEWANDOWSKA 1994). Z batolitem i intruzjami związana jest

mineralizacja reprezentowana przez żyły kwarcowe z magnetytem, strefy impregnacji

magnetytowo-chlorytowej, żyły szarego kwarcu złotonośnego, formację porfirową Cu-Mo

oraz mineralizację najmłodszą: Zn-Pb (HARAŃCZYK i in. 1995). Batolit zbudowany jest

z tzw. granodiorytu jerzmanowickiego. Jest to białoszara skała grubokrystaliczna,


Kraków 2007 39

zbudowana z plagioklazów, skaleni alkalicznych, kwarcu, biotytu, a w składzie minerałów

akcesorycznych dominuje tytanit, a następnie apatyt. Granodioryt kontaktuje się

z czarnymi, pirytonośnymi metamułowcami i metapelitami wieku wendyjskiego (BUŁA

2002).

Ryc. 12. Lokalizacja głównych grup górnojurajskich wapieni skalistych Grzbietu Jerzmanowickiego oraz otworów wiertniczych stwierdzających skały magmowe na tle anomalii składowej pionowej ∆Z ziemskiego pola magnetycznego (pole normalne na epokę 1949,5; wg SKORUPA 1953, uproszczone oraz na podst. JĘDRYS i in. 2004). Ramką zaznaczono obszar pomiarów mikromagnetycznych.


Kraków 2007 40

5.3.2. CHARAKTERYSTYKA OSADÓW GÓRNOJURAJSKICH NA PŁASKOWYŻU OJCOWSKIM

W REJONIE BĘBŁA

Płaskowyż Ojcowski jest blokiem, który od północy graniczy z Bramą

Wolbromską, a od południa z Rowem Krzeszowickim (Ryc. 1). Tworzy on kulminację

WKC. Wysokości bezwzględne najwyższych górnojurajskich ostańców wapiennych

przekraczają 500 metrów n.p.m. Ostańce występują w formie pojedynczych skałek lub

grup skalnych na szczytach wierzchowin, a także tworzą ściany w dolinkach: Prądnika,

Racławski, Szklarki, Będkowskiej, Kobylańskiej i Kluczwody (Ryc. 14 A). Ostańce

zbudowane są z wapieni skalistych i reprezentują zachowane fragmenty kompleksów

mikrobialno-gąbkowych i mikrobialnych budowli węglanowych. Stratygraficznie

reprezentują one środkowy i górny oksford (RÓŻYCKI 1953, GĄSIEWICZ 1981,

MATYSZKIEWICZ i KRAJEWSKI 1996, MATYSZKIEWICZ 1997, KRAJEWSKI 2001, KRAJEWSKI

i MATYSZKIEWICZ 2004). Budowle te oraz osady ich skłonów reprezentowane przez

biostromalne wapienie uławicone z krzemieniami pod koniec oksfordu środkowego

połączyły się ze sobą tworząc rozległy kompleks budowli węglanowych, który obejmował

swym zasięgiem większą część Wyżyny Krakowskiej (MATYSZKIEWICZ 1997, KRAJEWSKI

2000, 2001, KRAJEWSKI i MATYSZKIEWICZ 2004, MATYSZKIEWICZ i in. 2006 a).

5.3.3. INTERPRETACJA ANOMALII BĘBŁA

W celu rozpoznania źródła anomalii Bębła przeprowadzono interpretację ilościową

pośrednią. Interpretacja polegała na konstrukcji trójwymiarowego modelu (modelu 3D)

struktury intruzywnej, a następnie na obliczeniu 3D efektów magnetycznych. Zadanie

zostało wykonane przy użyciu autorskiego programu TALIA (BOJDYS 2003).

Modelowanie 3D w programie TALIA polega na aproksymacji dowolnej

trójwymiarowej struktury za pomocą zbioru graniastosłupów o podstawie wielokątów.

Każdemu z graniastosłupów, które reprezentują warstwy, przypisuje się stałe

namagnesowanie. Chcąc zmienić namagnesowanie modelu w poziomie lub w pionie,

poszczególnym graniastosłupom nadaje się różną wartość namagnesowania. W efekcie

uzyskuje się mapę anomalii ∆T dla wymodelowanej struktury. Podczas kolejnych iteracji

dąży się do uzyskania maksymalnego podobieństwa pomiędzy 3D efektem magnetycznym


Kraków 2007 41

wymodelowanej struktury, przy realnych założeniach, a rzeczywistym efektem uzyskanym

z pomiarów.

Przy konstrukcji modelu 3D struktury intruzywnej Bębła przyjęto, na podstawie

danych z wierceń i z literatury, że głównym źródłem anomalii jest niewielki batolit,

z którym związane są mniejsze ciała intruzywne. Położenie stropu warstw aktywnych

magnetycznie określono na podstawie dotychczasowych wyników badań geologicznych

(HARAŃCZYK i in. 1995). Założono namagnesowanie indukcyjne.

Modelowanie struktury intruzywnej oraz jej efektu magnetycznego obejmowało

3 główne etapy. W pierwszym etapie sporządzono ogólny model, który w kolejnych

etapach był uzupełniany. W etapie tym określono przybliżony kształt, przybliżoną

głębokość i miąższość oraz namagnesowanie warstw. Skonstruowany model miał

miąższość 2000 m, a jego strop znajdował się na głębokości 2000 m poniżej poziomu

terenu (p.p.t.). Namagnesowanie było jednolite dla całego zbioru graniastosłupów

i wynosiło 2 A/m. W drugim etapie wymodelowano mniejsze struktury, których strop

sięgał głębokości do 500 m p.p.t. W tym etapie zróżnicowano wartości namagnesowania:

głębszym strukturom przypisano wartość 1,3 A/m, a strukturom płytszym – 1,8 A/m,

co w przeliczeniu na wartość podatności magnetycznej κ wynosi odpowiednio: 3,25·10-2

i 4,5 ·10-2 [SI]. Ostatni etap to pochylenie poszczególnych struktur w odpowiednio dobrane

kierunki oraz zagęszczenie modelu warstwami graniastosłupów. Określanie miąższości,

głębokości stropów, wartości namagnesowania oraz kierunku zapadania poszczególnych

pakietów graniastosłupów każdorazowo było wynikiem serii kolejnych iteracji oraz

testowania innych parametrów.

Rycina 13 przedstawia obraz anomalii uzyskany na podstawie pomiarów,

wyliczony efekt magnetyczny pochodzący od 3D modelu, finalny 3D model oraz jego

przekrój morfologiczny. Na podstawie modelowania 3D, strukturą wyjaśniającą przyczyny

anomalii Bębła jest niewielki batolit granitoidowy o rozciągłości ok. 11 km i szerokości

ok. 9 km, którego północne zbocze jest łagodniejsze niż pozostałe zbocza. Głębokość

spągu batolitu została wyinterpretowana na 4 km, a strop – 2 km p.p.t. Batolit tworzy

cokół, na którym ulokowane są mniejsze stożkowate struktury, których strop znajduje się

na głębokości najpłycej 500 metrów p.p.t. Struktury te interpretowane są jako mniejsze

formy intruzywne. Wartość podatności magnetycznej jest zróżnicowana; dla batolitowego

cokołu wynosi 3,25·10-2, a dla mniejszych struktur intruzywnych 4,5 ·10-2 [SI]. Wskazuje


Kraków 2007 42

to na różny skład mineralny ciał intruzywnych, spośród których bardziej zasadowe wydają

się mniejsze, stożkowate struktury ulokowane płycej.

Dodatkowo, na mapie anomalii magnetycznych ∆T (Ryc. 14) zaznaczono główne

obszary występowania ostańców górnojurajskich na powierzchni, tj. na wierzchowinach

oraz w górnych odcinkach dolinek. Porównanie rozkładu anomalii i lokalizacji

wymodelowanej struktury będącej źródłem anomalii z naniesioną lokalizacją grup

skalnych, demonstruje zbieżność między nimi (Ryc. 14). Na Płaskowyżu Ojcowskim,

zjawisko współwystępowania intruzji skał magmowych w postaci niewielkiego batolitu

w podmezozoicznym podłożu oraz rozległego kompleksu budowli węglanowych jest

szczególnie dobrze widoczne.


Kraków 2007 43

Ryc. 14. A – obszar dominacji facji skalistej na Płaskowyżu Ojcowskim na tle anomalii Bębła. B – obszar

dominacji facji skalistej na Płaskowyżu Ojcowskim na tle skonstruowanego modelu 3D wyjaśniającego przyczyny anomalii Bębła. Na pozostałym obszarze Płaskowyżu Ojcowskiego dominują facje uławicone górnej jury, a w południowo-zachodniej części na powierzchni występują utwory paleozoiku.


Kraków 2007 44

5.3.4. BADANIA MIKROMAGNETYCZNE

Do analizy anomalii magnetycznych na WKC wykorzystano półszczegółowe

zdjęcie magnetyczne ∆T (por. Ryc. 9). Na mapie anomalii magnetycznych skonstruowanej

na podstawie gridu, wyraźnie zarysowują się liczne anomalie, co zostało omówione

w rozdz. 4.1.2. W celu sprawdzenia czy półszczegółowe zdjęcie jest wystarczające

do powiązania wpływu wykształcenia podmezozoicznego podłoża na zróżnicowanie

facjalne osadów górnojurajskich na WKC, wykonano zdjęcie szczegółowe na podstawie

własnych pomiarów magnetycznych.

Pomiary mikromagnetyczne przeprowadzono w miejscowości Bębło,

w środkowo-wschodniej części anomalii Bębła, na obszarze jednej ze stwierdzonych

anomalii drugiego rzędu (Ryc. 12, 15, 16 A, por. także Ryc. 1). W tym miejscu znajduje

się niewielka grupa ostańców górnojurajskich Skały Żytniej (Ryc. 15 B). Celem pomiarów

było zbadanie płytko zalegającego starszego paleozoiku pod kątem występowania w nim

intruzji skał magmowych i sprawdzenie ewentualnej korelacji pomiędzy wykształceniem

podmezozoicznego podłoża a występowaniem ostańców górnojurajskich.

Do pomiarów wykorzystano magnetometry protonowe: PMP 5 i PMP 5a. Pomiary

przeprowadzono wzdłuż 17 równoległych profili o rozciągłości NE-SW (Ryc. 15 A, 16).

Długości profili wynoszą od około 200 do około 300 metrów, a krok pomiarowy –

2 metry. Odległość między profilami wynosi 20 metrów. W celu wyeliminowania

dobowych zmian ziemskiego pola magnetycznego, wykonywane były jednocześnie

pomiary na bazie, która zlokalizowana była poza obszarem anomalnym. Dodatkowo,

2 profile przedłużono do długości ok. 1500 metrów tak, aby przecinały centrum anomalii

Bębła.

Na podstawie serii 17 krótszych pomiarów profilowych sporządzono mapę

anomalii ∆T, którą zinterpretowano jakościowo (Ryc. 16). Pole anomalne rozdzielono

na część regionalną i lokalną stosując do tego wielomian 6-go stopnia (Ryc. 16 D, E). Pole

anomalne lokalne uzyskano odejmując pole regionalne od całkowitego pola ∆T.

Wyniki interpretacji przedstawia Ryc. 16. Na mapie anomalii lokalnych wydzieliły

się anomalie o nieregularnym kształcie i wartości od kilku do 20 nT. Ich źródłami są

najprawdopodobniej niewielkie żyły intruzyjne. Żyły takie powszechnie występują

w osadach otaczających granitoidowy batolit Doliny Będkowskiej (BUKOWY i ŚLÓSARZ


Kraków 2007 45

1968, HARAŃCZYK i in. 1995); w pobliskim otworze Bębło-1 (Ryc. 16 A, B) na głębokości

160, 265 i 498 metrów nawiercono żyły, kolejno: porfiru oraz diabazów.

Z kolei mapa anomalii regionalnej (Ryc. 16 D) przedstawia gradient pola magnetycznego

wzrastającego w kierunku południowo-zachodnim – w kierunku centrum anomalii Bębła.


Kraków 2007 46

Ryc. 15. A – lokalizacja profili, wzdłuż których wykonano pomiary mikromagnetyczne w Bęble

k. Krakowa. Ortofotomapa (2003). B – Skała Żytnia. Ostaniec górnojurajski zbudowany z wapienia skalistego reprezentujący zachowany fragment budowli węglanowej. W obniżeniach terenu wokół Skały Żytniej, pod pokrywą czwartorzędową znajdują się wapienie uławicone, na których obecność wskazuje zwietrzelina w postaci krzemieni.


Kraków 2007 47

Interpretację wyników dwóch przedłużonych pomiarów P01 i P02 przeprowadzono

na profilach. Linie, wzdłuż których zostały wykonane pomiary przecinają jedną z anomalii

lokalnych całej anomalii Bębła. Rycina 17 przedstawia wykresy krzywych

skonstruowanych na podstawie pomiarów. Ich kształt oddaje charakter anomalii lokalnej

zarejestrowanej zdjęciem ∆T. Niewielkie odstępstwa na krzywej pomiarowej,

maksymalnie do 35 nT, są prawdopodobnie spowodowane zróżnicowanymi własnościami

magnetycznymi w utworach przypowierzchniowych nadkładu, być może na skutek

obecności niewielkich żył intruzywnych.

Ryc. 17. Wyniki pomiarów mikromagnetycznych P01 i P02 oraz 9 i 2 w Bęble (por. Ryc. 15 A).

Powyższe badania oraz przeprowadzone modelowanie 3D struktury wyjaśniającej

przyczyny anomalii Bębła potwierdziły, że stropy struktur intruzywnych w Płaskowyżu

Ojcowskim znajdują się na głębokości kilkuset metrów. Uwagę zwracają nierówna

powierzchnia struktur intruzyjnych oraz niejednorodne własności magnetyczne warstw


Kraków 2007 48

wendyjsko-staropaleozicznych. Można wnioskować, iż na wielkość anomalii Bębła,

oprócz samego batolitu granitoidowego, dodatkowy wpływ miały przeobrażone warstwy

osadów wendyjsko-staropaleozicznych.

5.4. ANOMALIA KRZYWOPŁOTÓW

Anomalia Krzywopłotów występuje w południowej części Wyżyny

Częstochowskiej, między Chrząstowicami na południu a Zawierciem na północy i wchodzi

w skład większej wydłużonej strefy anomalnej obejmującej północną część Wyżyny

Krakowskiej oraz całą Wyżynę Częstochowską (por. Ryc. 9). Generalnie, jest to anomalia

trójwymiarowa, składająca się z kilku mniejszych dwu- i trójwymiarowych, wśród których

największą jest właściwa anomalia Krzywopłotów o amplitudzie rzędu 250 nT (Ryc. 19).

5.4.1. BUDOWA PODMEZOZOICZNEGO PODŁOŻA

POŁUDNIOWEJ CZĘŚCI WYŻYNY CZĘSTOCHOWSKIEJ

Skały budujące podmezozoiczne podłoże południowej części Wyżyny

Częstochowskiej znajdują się przede wszystkim w obrębie BM (część północna i centralna

Wyżyny Częstochowskiej) oraz w obrębie BG (część południowa Wyżyny

Częstochowskiej) rozdzielonych SUKL (Ryc. 2). Zasadnicza część anomalii

Krzywopłotów znajduje się na obszarze BM, którego podłoże budują zmetamorfizowane

osady piętra wendyjsko-dolnokambryjskiego przykryte bezpośrednio osadami piętra

mezozoicznego (Ryc. 2; BUŁA 2000). Trzonem całego podłoża jest niewielki batolit

granitoidowy, którego strop został stwierdzony w otworach WB-115, KH-1, KH-2, KH-3

na głębokościach od 360 do 833 metrów, a także na powierzchni paleozoiku: w okolicach

oraz na zachód od Krzywopłotów (PREIDL i MADEJ 1992, ŻABA 1999; por. Ryc. 20).

Ponadto, w kilkudziesięciu otworach tego regionu stwierdzono intruzje, głównie

porfirowe, diabazowe, lamprofirowe i gabrowe (Ryc. 19; EKIERT 1971, BUKOWY

i CEBULAK 1971, PREIDL i in. 1992, ŻABA 1999). Granitoid południowej części Wyżyny

Częstochowskiej reprezentowany jest głównie przez granodioryt, który pod względem

petrograficznym i chemicznym jest bardzo podobny do granitoidu z podłoża Płaskowyżu

Ojcowskiego, jak i do pozostałych ciał granitoidowych znajdujących się w brzeżnej części

BM (HARAŃCZYK 1988). Podobnie, jak na Płaskowyżu Ojcowskim, w rozpatrywanym


Kraków 2007 49

obszarze, w osadach paleozoicznych występuje mineralizacja kruszcowa reprezentowana

głównie przez siarczki żelaza i miedzi oraz Cu-Pb (m.in.: EKIERT 1971, HARAŃCZYK 1988,

GÓRECKA 1972, BEDNAREK i in. 1985 a, PREIDL i MADEJ 1992). Utwory paleozoiku są

podzielone na zręby i rowy tektoniczne, głównie o równoleżnikowym przebiegu, stąd strop

podłoża podmezozoicznego jest bardzo urozmaicony (EKIERT 1971, BEDNAREK i in.

1985 a, BUŁA 2000, HABRYN i in. 2002). Informację o urozmaiconej morfologii dostarcza

również obraz rezydualnych anomalii grawimetrycznych (KURBIEL 1978). W części

północnej, w BM, obraz ten jest mozaikowy, nieregularny, z kolei w południowej części,

w BG, anomalie grawimetryczne układają się w równoległe pasma o znacznym gradiencie,

co wskazuje na rynnowe zagłębienia (KURBIEL 1978).

Ryc. 18. Mapa geologiczna podmezozoicznego podłoża południowej części Wyżyny Częstochowskiej bez permu (na podst. BUŁA i in. 2002, uproszczona).

5.4.2. CHARAKTERYSTYKA OSADÓW GÓRNOJURAJSKICH

POŁUDNIOWEJ CZĘŚCI WYŻYNY CZĘSTOCHOWSKIEJ

Południowa część Wyżyny Częstochowskiej obejmuje 2 pasma: Zborowsko-

Ogrodzienieckie i Smoleńsko-Niegowonicke (Ryc. 1, Ryc. 20 A). Pasmo Smoleńsko-

Niegowonicke tworzą ułożone równoleżnikowo wzgórza rozciągające się między

Niegowonicami na zachodzie a Smoleniem na wschodzie, a Pasmo Zborowsko-

Ogrodzienieckie – wzgórza ułożone południkowo rozciągające się między Ogrodzieńcem

na południu a Kroczycami na północy (Ryc. 1). Pasma te zbudowane są głównie


Kraków 2007 50

z mikrobialno-gąbkowych i mikrobialnych wapieni skalistych i uławiconych oksfordu

reprezentujących zachowane fragmenty kompleksów budowli węglanowych (IRMIŃSKI

1995, MATYSZKIEWICZ i in. 2001, 2004). Na zewnątrz pasm i w obniżeniach pomiędzy

nimi zachowane są osady spływów grawitacyjnych wykształconych jako wapienie

detrytyczne (BUKOWY i ŚLÓSARZ 1975, KUTEK i ZAPAŚNIK 1992; VIEREK i in. 1994,

MATYSZKIEWICZ i in. 2006 b).

5.4.3. INTERPRETACJA ANOMALII KRZYWOPŁOTÓW

W celu rozpoznania źródeł anomalii południowej części Wyżyny Częstochowskiej

przeprowadzono wstępną interpretację jakościową, aby ustalić rzeczywisty rozkład

anomalii lokalnych. Następnym krokiem była interpretacja ilościowa, składająca się

z dwóch etapów. W pierwszym etapie przeprowadzono interpretację ilościową

dwuwymiarowej właściwej anomalii Krzywopłotów, a w drugim – na podstawie

otrzymanych rezultatów skonstruowano model 3D całej struktury. Dalsze postępowanie

było podobne, jak w przypadku interpretacji anomalii Bębła.

W ramach interpretacji jakościowej skonstruowano mapę anomalii resztkowych ∆T

(Ryc. 20 E). Na mapie anomalii resztkowych uwypuklającej struktury leżące najpłycej

(prawdopodobnie do głębokości ok. 3 km) wydzieliło się kilkanaście anomalii.

Najsilniejszymi anomaliami są: właściwa anomalia Krzywopłotów oraz anomalia Karlina

(Ryc. 20 E, F). Następnie, na przetworzonej mapie wyinterpretowano główne strefy

nieciągłości (Ryc. 20 F). Otrzymany obraz jest zbieżny z interpretacją geologiczną

wykonaną na podstawie danych otworowych (BEDNAREK i in. 1985 a).

Interpretacja dwuwymiarowej anomalii została wykonana za pomocą

interaktywnego programu MODEL-2D (BOJDYS 1999). Korzystając z wyników

interpretacji anomalii Bębła założono, że źródłem anomalii jest struktura intruzywna

o namagnesowaniu przewyższającym namagnesowanie skał otaczających, dla której

założono namagnesowanie indukcyjne. Wynik interpretacji przedstawia Ryc. 19.

Na podstawie analizy mapy anomalii Krzywopłotów, na której zaznaczono

przebieg SUKL oraz na podstawie wyniku interpretacji 2D można stwierdzić, że źródłem

właściwej anomalii Krzywopłotów jest intruzja ulokowana wzdłuż dyslokacji SUKL.

Intruzja ta zapada pod kątem ok. 75º na północny-wschód. Kierunek ten potwierdził


Kraków 2007 51

również ŻABA (1999) w swoich badaniach nad ewolucją strukturalną utworów

dolnopaleozoicznych w strefie granicznej BM i BG. Z badań tych wynika, że SUKL jest

nachylona na północny-wschód. Obecność intruzji Krzywopłotów zakładano wcześniej

na podstawie danych geologicznych z otworów wiertniczych (EKIERT 1971). Strop

wymodelowanej intruzji znajduje się płytko, ok. 1 km p.p.t., a intruzja może być

zakorzeniona na głębokości ponad 10 km. Wartości namagnesowania są podobne

do wartości wyinterpretowanych dla struktur z Płaskowyżu Ojcowskiego; struktury

głębsze mają niższe namagnesowanie: 1 A/m, a płytsze – wyższe: 1,7 A/m,

co w przeliczeniu na wartości podatności magnetycznej κ wynosi odpowiednio ok. 2,5·10-2

i 4,25·10-2 [SI].

Kolejnym etapem interpretacji anomalii Krzywopłotów było skonstruowanie

modelu 3D wyjaśniającego przyczyny anomalii. W konstrukcji modelu wykorzystano

wyniki wierceń, interpretacji jakościowej oraz modelowania 2D. Strukturom modelowym:

intruzji Krzywopłotów i cokołowi całego modelu przypisano głębokość, kierunek

zapadania oraz parametry namagnesowania zgodne z modelem 2D. Efekty interpretacji

przedstawia Ryc. 20. W przypadku anomalii Krzywopłotów, z uwagi na jej charakter,

nie uzyskano tak dobrego dopasowania 3D efektu magnetycznego do oryginalnej mapy

anomalii magnetycznej ∆T, jak w przypadku interpretacji anomalii Bębła (Ryc. 20 C, D).

Powodem jest skomplikowana budowa struktury będącej źródłem anomalii. Generalnie, jej

budowa jest podobna do struktury z podłoża Płaskowyżu Ojcowskiego, tj. na cokole

o stromych zboczach osadzone są mniejsze struktury (Ryc. 20 B). Stąd, powierzchnia całej

struktury wyjaśniającej przyczyny anomalii jest bardzo urozmaicona, ma charakter

mozaikowy. Stropy płytszych struktur sięgają ok. 750 m - 2400 m p.p.t., a strop cokołu

znajduje się prawdopodobnie na głębokości 5000 m p.p.t. Spośród mniejszych struktur

wyróżnia się struktura Krzywopłotów oraz Karlina. Ich anomalie są dwuwymiarowe i mają

duże gradienty. Przyczynami tych anomalii są zapewne intruzje wypełniające wąskie

szczeliny. W przypadku Krzywopłotów jest to intruzja ulokowana w strefie dyslokacyjnej

SUKL. Odnośnie struktury Karlina, możnaby ją traktować jako dodatkową przesłankę do

lokalizacji uskoku (Ryc. 23 F).


Kraków 2007 52

Ryc. 19. Wynik 2D interpretacji anomalii Krzywopłotów. A – mapa anomalii magnetycznych ∆T

południowej części Wyżyny Częstochowskiej z zaznaczoną linią przekroju przez anomalię Krzywopłotów (grid 500 m; źródło danych: Centralne Archiwum Geologiczne PIG). B – porównanie krzywej skonstruowanej na podstawie danych pomiarowych z krzywą skonstruowaną na podstawie modelu 2D. C – model 2D wyjaśniający przyczyny anomalii Krzywopłotów. Odcieniami szarości rozróżniono struktury o różnym namagnesowaniu [A/m].


Kraków 2007 53

5.5. WNIOSKI

Wyniki interpretacji anomalii Bębła i Krzywopłotów w porównaniu

z wykształceniem i morfologią podmezozoicznego podłoża oraz z wykształceniem osadów

górnojurajskich na WKC potwierdzają hipotezę o korelacji intruzji ulokowanych

w podmezozoicznym podłożu z rozkładem górnojurajskiej facji wapienia skalistego

na WKC. Na obszarach podścielonych intruzjami instalacja budowli węglanowych

następowała wcześniej, a ich rozwój był intensywniejszy w stosunku do obszarów,

w których podłożu nie stwierdza się intruzji.

Zależność między obecnością intruzji w podmezozoicznym podłożu WKC

a występowaniem na powierzchni górnojurajskich kompleksów skalnych, reprezentujących

fragmenty budowli węglanowych, jest powszechnie obserwowana. Zauważa się jednak

wyjątki od tej reguły. Na WKC można znaleźć obszary, na których dominują grupy

ostańców, a których podłoże pozbawione jest intruzji skał magmowych. Powstanie

i rozwój kompleksu budowli węglanowych na takich obszarach można tłumaczyć

obecnością wyniesień na dnie późnojurajskiego morza o innej genezie. Na podstawie map

strukturalnych stropu paleozoiku bez permu wiadomo, że strop ten był nierówny (HABRYN

i in. 2002). Stąd przypuszczenie, że wyniosłości dna mogły wynikać np. ze zróżnicowanej

litologii osadów dna lub zostać ukształtowane w wyniku oddziaływania ruchów

tektonicznych w jurze.


Kraków 2007 54

6. BADANIA GEORADAROWE

6.1. METODYKA BADAŃ GEORADAROWYCH

Pomiary georadarowe zostały wykonane za pomocą aparatury RAMAC/GPR, przy

użyciu bistatycznych anten nieekranowanych o częstotliwości 50 i 200 MHz.

Podstawowym sposobem wykonania pomiarów georadarowych było jednokanałowe

profilowanie refleksyjne. Celem badań na obszarze Olsztyńskich Skał było przede

wszystkim sprawdzenie, czy i w jaki sposób rejestrowane są zmiany facjalne osadów

górnej jury w metodzie georadarowej. Profile zostały wytyczone pomiędzy odsłaniającymi

się skałkami reprezentującymi budowle węglanowe, a także po grzbiecie jednej z nich

Wzgórza Cegielni (Ryc. 21). Wykonano 5 profili o długości od ok. 160 do ok. 470 metrów

każdy. Pomiary na Skałach Twardowskiego zostały wykonane wzdłuż równoległych

profili, pomiędzy jaskiniami o znanym przebiegu (Ryc. 24 B). Wykonano 25 profili

pomiarowych. Średnia długość profilu wynosiła ok. 100 metrów. Dodatkowo, w obu

rejonach zostały przeprowadzone profilowania prędkościowe WARR.

Dane zostały przetworzone za pomocą programu GPR 3.0, stanowiącym

podstawowy pakiet oprogramowania georadaru RAMAC/GPR oraz za pomocą programów

REFLEX i AUTOCAD, które umożliwiają interpretację 3D pomiarów. Program REFLEX

służy do przetwarzania i interpretacji wyników pomiarów georadarowych i sejsmicznych,

a program AUTOCAD – do rozwiązywania zadań i rysowania projektów inżynierskich,

zarówno na płaszczyźnie, jak i w przestrzeni. Do przetwarzania danych zastosowano

jedynie podstawowe procesy wzmacniające i filtracyjne, naniesiono poprawkę

topograficzną, nie stosowano migracji prędkościowej. W interpretacji, zespoły podobnych

refleksów wydzielano jako facje radarowe: „f”, a powierzchnie niezgodności pomiędzy

nimi – jako powierzchnie radarowe: „s”. Do opisu powierzchni i facji georadarowych

zastosowano kryteria oraz terminologię zaproponowaną przez NEAL (2004). Przetworzone

wyniki pomiarów znajdują się w zakładce okładki.


Kraków 2007 55

6.2. OLSZTYŃSKIE SKAŁY W OLSZTYNIE K. CZĘSTOCHOWY

6.2.1. OPIS OBSZARU BADAŃ

Olsztyńskie Skały tworzy kilka grup skalnych skupionych na wzgórzach: Góra

Zamkowa, Ostra Górka, Cegielnia, Statkowa, Kielniki, Skałki Duże oraz znajdujące się

w południowej części: Lipówki i Biakło (Ryc. 21). Skałki te zbudowane są z wapieni

skalistych górnej jury reprezentujące zachowane fragmenty budowli mikrobialno-

gąbkowych (KRÓL 2004). Poszczególne wzgórza rozdzielone są szerokimi, płaskimi

obniżeniami, które wypełnione są kenozoicznymi piaskami eolicznymi, pod którymi

znajdują się piaski formierskie (GRADZIŃSKI 2004). Podłoże Skał Olsztyńskich

odsłaniające się w kamieniołomie Kielniki zbudowane jest z górnojurajskich wapieni

marglistych, przechodzących ku górze w wapienie płytowe. Na nich zalegają wapienie

skaliste i uławicone, reprezentujące kompleksy budowli węglanowych.

Powszechnie obserwuje się przejścia facjalne pomiędzy facją skalistą i facją uławiconą.

W strefach przejściowych występują wapienie zrostkowe, charakteryzujące się

niewyraźnym uławiceniem. Ponadto, lokalnie obserwuje się debryty zbudowane

z materiału redeponowanego z budowli węglanowych. Cechą charakterystyczną wapieni

skalistych są liczne spękania ciosowe.


Kraków 2007 56

Ryc. 21. Lokalizacja pomiarów georadarowych w Olsztyńskich Skałach.

6.2.2. WYNIKI I INTERPRETACJA POMIARÓW GEORADAROWYCH

Szczegółową interpretację przeprowadzono na 2 echogramach, na których zapis

zmian facjalnych: wapienie skaliste – wapienie uławicone jest najlepiej widoczny.

Pierwszy echogram to wynik pomiaru P4, który został wykonany na grzbiecie wzgórza

Cegielnia. Uzyskany echogram odwzorowuje przekrój przez kompleks budowli

węglanowych (Ryc. 22). Na echogramie można wyróżnić 3 główne facje radarowe, które

odpowiadają różnym typom osadów, a także powierzchnię radarową (Tab. 1).


Kraków 2007 57

symbol facji radarowej wzór refleksów opis interpretacja

f1

brak refleksów lub bardzo słabe refleksy nieciągłe,

ułożone chaotycznie

osad jednorodny,

nieuławicony silnie zlityfikowany; (wapień masywny)

f2

silne, ciągłe refleksy ułożone

równolegle; poszczególne pakiety równoległych refleksów mogą być

nachylone pod niewielkim kątem lub ułożone

horyzontalnie

osad uławicony; (wapień uławicony)

f3

silne, nieciągłe refleksy, ułożone chaotycznie

osad wypełniający niecki międzybiohermalne (? wapień uławicony

? osady spływów grawitacyjnych)

symbol powierzchni radarowej

opis interpretacja

s powierzchnia niezgodności kątowej, często zapisana jako silny ciągły nachylony refleks

powierzchnia rozdzielająca kompleks

budowli węglanowej od osadów niecek miedzybiohermalnych

Tab. 1. Interpretacja echogramu P4 na Górze Cegielnia w Olsztyńskich Skałach.


Kraków 2007 58

Drugi echogram to SE fragment pomiaru P0 (Ryc. 23) poprowadzonego

poprzecznie do rozciągłości wzgórza Cegielnia. Na tym fragmencie echogramu

wydzielono 4 facje radarowe, 2 powierzchnie radarowe oraz granicę pomiędzy dwoma

facjami (Tab. 2).

Wnioski interpretacyjne są oparte na charakterze zapisu georadarowego

oraz na obserwacjach terenowych. Wszystkie zidentyfikowane facje osadowe występują

również na powierzchni (por. zdjęcia na Ryc. 22 i 23). Powierzchnie georadarowe,

w większości, wyraźnie odznaczają się na echogramach jako powierzchnie niezgodności

kątowej. Trudności przysporzyło wyznaczenie powierzchni radarowej na echogramie

P4 (Tab. 1). Powierzchnia ta w niektórych częściach echogramu jest niewyraźna. Możliwe

jest poprowadzenie jej na kilka sposobów, co zależne jest od subiektywnej interpretacji.


Kraków 2007 59

symbol facji radarowej wzór refleksów opis interpretacja

f2

silne, ciągłe refleksy, ułożone równolegle względem siebie;

nachylone pod niewielkim kątem

wapień uławicony

f4

silne, nieciągłe refleksy, ułożone chaotycznie

skrasowiały wapień, w którym szczeliny krasowe

wypełnione są piaskiem; może to być wapień

zrostkowy, który powstaje w peryferyjnych częściach

budowli węglanowej

f5

silne, ciągłe refleksy, których ułożenie nie jest tak

chaotyczne, jak w facji f2, ale nie jest też tak

uporządkowane, jak w facji f1

facja przejściowa pomiędzy facją wapienia uławiconego

a facją wapienia zrostkowego

f6

silne, ciągłe refleksy ułożone

mniej więcej równolegle poziomo lub

pod niewielkim kątem

piaski kenozoiczne

symbol powierzchni,

granicy radarowej

opis interpretacja

s1 powierzchnia niezgodności kątowej

powierzchnia rozdzielająca fację wapienia

uławiconego od facji przejściowej

s2 powierzchnia niezgodności kątowej

ścięcie erozyjne osadów górnojurajskich

g pozioma zmiana facji radarowych

granica między facją przejściową

a wapieniem zrostkowym

Tab. 2. Interpretacja echogramu P0 w Olsztyńskich Skałach.


Kraków 2007 60

6.3. SKAŁY TWARDOWSKIEGO NA ZRĘBIE ZAKRZÓWKA W KRAKOWIE

6.3.1. OPIS OBSZARU BADAŃ

Park Skały Twardowskiego znajduje się na zrębie Zakrzówka w południowo-

zachodniej części Krakowa (Ryc. 24 A, 1). Zrąb Zakrzówka zbudowany jest głównie

z górnojurajskich wapieni uławiconych z krzemieniami, na których miejscami występuje

pokrywa osadów kredowych. Odsłonięcia tworzą głównie ściany nieczynnych

kamieniołomów oraz jaskinie. Pod względem litologicznym w profilu osadów

górnojurajskich zrębu, wyróżnia się 4 odmiany wapieni: „mikrytowe”, kredowate,

gruzłowate i ziarniste (KRAJEWSKI 2001). Sumaryczna miąższość wapieni wynosi około 40

metrów. Gdzieniegdzie, wapienie tworzą niewielkie budowle węglanowe, typu raf

kępkowych, a także biostromy (KRAJEWSKI 2001). Wapienie zaburzone są licznymi

spękaniami ciosowymi oraz uskokami, tworzącymi systemy schodowe (DŻUŁYŃSKI 1953,

(KRAJEWSKI 2001). Stąd poszczególne typy wapieni występują w różnych częściach zrębu

na zmiennych wysokościach.

Cechą charakterystyczną Skał Twardowskiego jest obecność jaskiń (Ryc. 24 B).

Na podstawie dotychczas przeprowadzonych badań georadarowych (JĘDRYS i KRAJEWSKI

2002, JĘDRYS i in. 2002), danych literaturowych (MOTYKA i POSTAWA 1998, 2004),

jak również prac eksploracyjnych w dostępnych jaskiniach (GÓRNY 2007) wiadomo,

że pustki krasowe z rejonu Skał Twardowskiego tworzą skomplikowaną sieć. Na uwagę

zasługuje długość znanych korytarzy, która obecnie wynosi 770 metrów (GÓRNY i in.

w przygotowaniu) oraz fakt, że cały system jaskiń rozwinięty jest w wapieniu uławiconym.

Zdecydowana większość jaskiń WKC rozwinięta jest bowiem w wapieniu skalistym,

(około 96 % ogółu jaskiń), przy czym przeważają jaskinie o średniej długości do 20

metrów (około 83 %; GRADZIŃSKI 1962, GRADZIŃSKI i SZELEREWICZ 2004).


Kraków 2007 61

Ryc. 24. Lokalizacja obszaru badań georadarowych. A – lokalizacja zrębu Zakrzówka na tle budowy

geologicznej południowej części Wyżyny Krakowskiej (na podst. GRADZIŃSKI 1993, uproszczone). B – Lokalizacja profili georadarowych na tle znanych jaskiń Parku Skały Twardowskiego na zrębie Zakrzówka (na podst. GÓRNY 2007).


Kraków 2007 62

6.3.2. WYNIKI I INTERPRETACJA POMIARÓW GEORADAROWYCH

Ze względu na fakt, że wapienie górnej jury na zrębie Zakrzówka reprezentują

praktycznie jedynie fację uławiconą, badania georadarowe zastosowano do rozpoznania

pustek krasowych, uskoków i systemu ciosu, a lokalnie również do rozpoznania facji

sedymentacyjnych osadów.

Bardzo dobre rezultaty otrzymano w badaniu form krasowych. Występujące

tu liczne pustki krasowe na małych głębokościach tworzą wyraźne anomalie

na echogramach. Źródłem silnych anomalii są także poszerzone krasowo szczeliny

ciosowe oraz powierzchnie uławicenia i rozwinięte wzdłuż nich anastomozy. Pustka

krasowa na echogramie zaznacza się w postaci bardzo silnych, ciągłych, równoległych

refleksów.


Kraków 2007 63

Na echogramach profili 7 i 8 (por. Ryc. 24 B) zarejestrowano 3 połączone ze sobą

horyzonty anomalne, które razem tworzą strefę anomalną o rozciągłości około 20 metrów

i grubości 15 metrów (Ryc. 25). Połączenie pomiędzy najwyższym a środkowym

horyzontem ma kształt lejka. Strefę anomalną można interpretować jako 3 horyzonty

krasowe połączone ze sobą studnią krasową, a refleksy układające się w lej mogą

odpowiadać lejowi krasowemu. W jaskiniach Parku Skały Twardowskiego obserwowane

jest wielopoziomowe ukształtowanie jaskiń, w których horyzonty krasowe rozwinięte są

wzdłuż powierzchni międzyławicowych. Przykładem jest Jaskinia z Kulkami, która

zbudowana jest z trzech pięter (Ryc. 25 B).

Ryc. 25. Porównanie zarejestrowanej pustki krasowej z przykładowym przekrojem znanej jaskini Skał

Twardowskiego (skala jednakowa). A – echogram 7 (por. Ryc. 24 B); skala izometryczna; częstotliwość anten 200 MHz. B – przekrój przez Jaskinię z Kulkami (por. Ryc. 24 B; wg GÓRNY i in., w przygotowaniu).


Kraków 2007 64

Na echogramach obu serii profili zarejestrowano strefy, w których wzór refleksów

odpowiada facji georadarowej f1 (por. Tab. 1), czyli facjom skalistym. Zarówno

w przypadku echogramów ze Skał Twardowskiego, jak i z Olsztyna, zapis struktur

interpretowanych jako budowle węglanowe jest taki sam. Zaznaczają się one jako strefy

całkowicie pozbawione refleksów, bądź strefy z bardzo słabymi równoległymi refleksami

poziomymi. W przypadku Skał Twardowskiego, budowle węglanowe odpowiadają

niewielkim rafom kępkowym (KRAJEWSKI 2001). Budowle węglanowe zarejestrowano

w południowej części serii pomiarów 9-13 oraz w zachodniej części serii pomiarów P0-P3

i P6-P9. Przykładowy zapis budowli węglanowej na echogramie przedstawia Ryc. 26.

Ryc. 26. Zapis budowli węglanowej na echogramie. A – echogram P2 (por. Ryc. 24 B); skala izometryczna;

częstotliwość anten 50 MHz. B – interpretacja.


Kraków 2007 65

Na wszystkich echogramach serii pomiarowej P0-P9 (por. Ryc. 24 B)

zarejestrowano silną strefę anomalną, zapadającą na zachód, którą zinterpretowano jako

horyzont krasowy (Ryc. 27). Strefa ta ma szerokość co najmniej 20 metrów – tyle, ile

wynosi rozstaw między profilami. Strefa anomalna nie może zatem odpowiadać pustce

krasowej. W znanych jaskiniach Skał Twardowskiego dominują wąskie korytarze

o szerokości od 0,5 do 2 metrów, a większe sale występują tylko sporadycznie. Być może,

taki zapis georadarowy odpowiada serii skrasowiałych osadów, w której wzdłuż

uławicenia rozwinięte są kanały anastomatyczne obserwowane powszechnie na zrębie

Zakrzówka (Ryc. 28).

Ryc. 28. Przykład anastomozów w odsłonięciu na zrębie Zakrzówka.

Ponadto, na wszystkich echogramach serii pomiarowej P0-P9 na głębokości około

22 metrów odznacza się silny, ciągły, podwójny refleks, prawie poziomy (Ryc. 27).

Odpowiada on poziomowi wód gruntowych, który w obrazie radarowym jest zwykle

wyraźnym, poziomym refleksem o silnej amplitudzie (VAN OVERMEEREN 1994, NEAL

2004). Horyzont ten silniej zaznacza się we wschodniej części echogramów. Jedynie

lokalnie można go śledzić do końca ich długości. Wysokość bezwzględna poziomu wód

oszacowana na podstawie wyników profilowań georadarowych wynosi ok. 196 m n.p.m.,

co odpowiada poziomowi Wisły, który średnio jest położony na wysokości ok. 195,5 m

n.p.m. (MOTYKA I POSTAWA 2004).


Kraków 2007 66

Na echogramach można wyróżnić również niektóre nieciągłe struktury tektoniczne

typu uskoków oraz szczelin ciosowych (Ryc. 29). W obrazie georadarowym, powierzchnie

nieciągłości interpretowane są na podstawie zaburzenia ciągłości uławicenia lub kanałów

krasowych (Ryc. 29 B). Natomiast szczeliny ciosowe, dzięki temu, że bardzo często są

poszerzone krasowo, tworzą anomalie w postaci silnych, ciągłych, nachylonych refleksów

(Ryc. 29 A).


Kraków 2007 67

6.4. INTERPRETACJA 3D WYNIKÓW POMIARÓW GEORADAROWYCH Z REGIONU

SKAŁ TWARDOWSKIEGO

W celu wykonania georadarowego zdjęcia 3D fragmentu Parku Skał

Twardowskiego, zaplanowano dwie serie pomiarowe: pierwsza wykonana była antenami

200 MHz, a druga – 50 MHz. Każda seria składała się z 10 równoległych profili, odstęp

między profilami wynosił 2 m. Odległość ta jest determinowana szerokością korytarzy

jaskiniowych, która w znanych jaskiniach wynosi ok. 0,6 – 2 m. Zdjęcie skonstruowano

w programie REFLEX oraz w programie AUTOCAD.

Konstrukcja zdjęcia 3D w programie REFLEX polega na interpolacji przebiegu

anomalii pomiędzy echogramami – przetworzonymi wynikami pomiarów. Trójwymiarowy

obraz można przedstawić na wiele sposobów; np. w formie graniastosłupa, który

wypełniony jest refleksami georadarowymi. Istnieje możliwość uwypuklenia anomalii

o określonej wartości amplitudy sygnału. Po próbach, zastosowano właśnie tę formę

wizualizacji (Ryc. 30).

Ryc. 30. Zdjęcie 3D rozkładu anomalii georadarowych fragmentu Skał Twardowskiego, skonstruowane

na podstawie echogramów: P0-P9 (por. Ryc. 24 B) w programie REFLEX. Na czerwono zaznaczono powierzchnie nieciągłości.


Kraków 2007 68

Na echogramach zarejestrowano wiele anomalii, na różnych głębokościach.

Na zdjęciu 3D, anomalie z wyższego poziomu maskują anomalie znajdujące się poniżej.

W związku z tym, do konstrukcji zdjęcia wykorzystano tylko anomalie poniżej poziomu

7,5 metrów (Ryc. 30). W interpretacji wykorzystano również pojedyncze zdjęcia 2D serii

P0-P9. Niestety, w programie nie było możliwe wykonanie zdjęcia w izometrycznej skali,

stąd obserwowane na zdjęciu 3D kąty są bardziej strome niż w rzeczywistości.

Na zdjęciu 3D, we wschodniej części widać strukturę o długości ok. 45 metrów.

Struktura ta widoczna jest także na wszystkich zdjęciach 2D serii P0-P9 (por. Ryc. 27),

na których została zinterpretowana jako horyzont krasowy. Horyzont krasowy zaburzony

jest powierzchniami nieciągłości (Ryc. 30). Najprawdopodobniej są to uskoki

o kilkumetrowym zrzucie.

W zachodniej części obszaru zdjęcia 3D, równoległe refleksy otaczają strukturę

całkowicie pozbawioną refleksów. Jak przedstawiono powyżej, jest to najprawdopodobniej

niewielka budowla węglanowa (Ryc. 30, por. Ryc. 26).

Podobne wyniki uzyskano ze zdjęcia wykonanego w programie AUTOCAD.

W celu konstrukcji 3D zdjęcia, do pliku AUTOCAD importowano przetworzone wyniki

georadarowe obu serii pomiarowych w postaci plików JPG uwzględniając wzajemne

położenie profili pomiarowych, którym one odpowiadają oraz skalę (Ryc. 31 A).

Następnie, na każdym zdjęciu zaznaczono strop anomalii lub strefy anomalnej. W ten

sposób uzyskano rzeczywisty obraz przestrzennego rozkładu anomalii georadarowych

w wybranym fragmencie Skał Twardowskiego (Ryc. 31). Na poszczególnych zdjęciach,

dla przejrzystości rysunków zastosowano selekcję refleksów.

Rejestrowany profilami serii P0-P9 horyzont krasowy kontynuuje się na profilach

serii 5-13 (Ryc. 31 B). Horyzont krasowy występujący na głębokości ok. 7,5 metrów

stanowi zatem rozległą płaszczyznę rozciągającą się w południowo-wschodniej części

Parku Skały Twardowskiego.


Kraków 2007 69

Ryc. 31. Zdjęcie 3D rozkładu anomalii georadarowych fragmentu Skał Twardowskiego, skonstruowane

na podstawie echogramów: P0-P9 oraz 5-13 (por. Ryc. 24 B) w programie AUTOCAD. A – idea konstrukcji zdjęcia. B – rozprzestrzenienie anomalii pochodzących od głównego horyzontu krasowego, poziomu wód gruntowych oraz powierzchni nieciągłości. C – rozmieszczenie wszystkich zarejestrowanych anomalii oprócz anomalii pochodzących od poziomu wód gruntowych.


Kraków 2007 70

7. PODSUMOWANIE

Zastosowanie dwóch metod geofizycznych na Wyżynie Krakowsko-

Częstochowskiej: metody magnetometrycznej do badań podmezozoicznego podłoża oraz

metody georadadarowej do badań osadów górnej jury zalegających płytko pod utworami

czwartorzędu, pozwoliło na uszczegółowienie dotychczasowej wiedzy na temat

zróżnicowania facjalnego tych osadów.

Metoda georadarowa, w większości przypadków, pozwoliła na jednoznaczne

określenie wykształcenia facjalnego osadów zalegających pod cienką pokrywą

czwartorzędową. Podstawowym atutem tej metody jest jej wysoka rozdzielczość.

Za pomocą georadaru możliwe jest śledzenie zmian facjalnych, przebiegu form krasowych,

a także wyraźnych powierzchni nieciągłości, które mogą być interpretowane jako nieciągłe

struktury tektoniczne lub powierzchnie niezgodności, głównie kątowej.

Interpretacja refleksów georadarowych wymaga jednak przede wszystkim dobrej

znajomości lokalnego stylu budowy geologicznej i wykształcenia litologicznego skał

na badanym obszarze. Z uwagi na znaczny subiektywizm interpretacji, powinna być ona

wykonywana przez doświadczonych geologów, wyspecjalizowanych w analizie

wykształcenia facjalnego utworów górnej jury. Metoda georadarowa jest szczególnie

efektywna na obszarach, gdzie na powierzchni występują liczne odsłonięcia osadów górnej

jury oddzielone strefami pokrytymi cienką pokrywą czwartorzędu. Pozwala to na znaczne

uprawdopodobnienie interpretacji wykształcenia litologicznego pomiędzy odsłonięciami.

W przypadku obszarów o całkowitym pokryciu przez utwory czwartorzędowe

i pozbawionych odsłonięć interpretacja refleksów georadarowych może okazać się zbyt

wieloznaczna, aby mogła być wykorzystana do określenia wykształcenia facjalnego

osadów górnej jury i jego ewentualnego zróżnicowania. Metodę georadarową bez

większych ograniczeń można używać jako znakomitego narzędzia do kartowania

przebiegu podziemnych form krasowych w strefie wadycznej oraz poszerzonych krasowo,

nieciągłych struktur tektonicznych, głównie uskoków.

Metoda magnetometryczna stosowana w skali regionalnej jako narzędzie

do wyznaczania większych stref anomalnych, umożliwiła szczegółowe rozpoznanie

budowy podmezozoicznego podłoża na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej pod kątem

występowania w nim intruzji skał magmowych. Strefy anomalii magnetycznych mogą być

interpretowane jako obszary cechujące się wyraźnym obniżeniem subsydencji


Kraków 2007 71

podmezozicznego podłoża. Precyzyjne wyznaczenie takich obszarów z jednoczesną

analizą wykształcenia facjalnego nadległych osadów górnojurajskich pozwoliło

potwierdzenie hipotezy o szczególnie intensywnym rozwoju budowli węglanowych nad

intruzjami paleozoicznymi.

W skali lokalnej, badania mikromagnetyczne, które mogą być wykorzystywane

do precyzyjnego wyznaczania kształtu płytkozalegających intruzji, praktycznie nie nadają

się jednak do określania związku przyczynowo-skutkowego form intruzywnych

na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej z wykształceniem facjalnym osadów

górnojurajskich. Jest to związane z bardzo małym zasięgiem metody oraz specyfiką

budowy geologicznej na badanym obszarze. Na podstawie wyników badań

mikromagnetycznych można jednak wnioskować o zróżnicowanych własnościach

magnetycznych skał paleozoicznych, które również mogą wpływać na wielkość anomalii

magnetycznych.

Perspektywiczne wydaje się wykorzystanie badań magnetometrycznych

do wyznaczania lokalnego przebiegu uskoków. W przypadku potwierdzenia się sugestii

o tworzeniu się niektórych górnojurajskich budowli węglanowych na Wyżynie

Krakowsko-Częstochowskiej w pobliżu wysięków hydrotermalnych (MATYSZKIEWICZ i in.

2006 a), badania magnetometryczne mogą stanowić użyteczne narzędzie

do zlokalizowania intruzji związanych genetycznie z określoną hydrotermą.


Kraków 2007 72

8. SPIS RYCIN I TABELI

Ryc. 1. Położenie i podział geograficzny Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej

(na podst.: CZEPPE 1972, KONDRACKI 2000). Gwiazdkami zaznaczono lokalizację szczegółowych pomiarów geofizycznych: kolor czarny – pomiary georadarowe, kolor czerwony – pomiary mikromagnetyczne......... 8

Ryc. 2. Mapa geologiczna podmezozoicznego podłoża Wyżyny Krakowsko-

Częstochowskiej bez permu (granice WKC zaznaczono białą linią; na podst. BUŁA i in. 2002, uproszczona)............................................................ 11

Ryc. 3. Profil litologiczno-stratygraficzny osadów w brzeżnych częściach Bloków

Górnośląskiego i Małopolskiego (bez przejawów magmatyzmu; wg ŻABA 1999, uproszczony)........................................................................................ 13

Ryc. 4. Mapa geologiczna odkryta Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej i jej

otoczenia (granice WKC zaznaczono białą linią; wg POŻARYSKI i in. 1966, DADLEZ i in. 2000, uproszczona)................................................. 16

Ryc. 5. Architektura facjalna górnojurajskich budowli węglanowych na Wyżynie

Krakowsko-Częstochowskiej (wg MATYSZKIEWICZ 1997, uproszczone)..... 18 Ryc. 6. Profil litostratygraficzny osadów górnej jury na Wyżynie Krakowskiej

(wg KRAJEWSKI i MATYSZKIEWICZ 2004, zmieniony)................................. 21 Ryc. 7. Przykłady osadów górnej jury w odsłonięciach Wyżyny Krakowsko-

Częstochowskiej: A – margle i wapienie margliste (facja uławicona); Zalas; dolny i środkowy oksford. B – wapienie płytowe (facja płytowa); Ratowa; środkowy oksford. C – inicjalna budowla węglanowa (facja skalista); Zalas; środkowy oksford. D – wapienie zrostkowe (facja skalista); Olsztyńskie Skały; górny oksford. E – wapienie masywne (facja skalista) i uławicone z krzemieniami (facja uławicona); Piekary; górny oksford........................................................................................................... 22

Ryc. 8. Położenie paleogeograficzne Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej

w późnej jurze (wg MATYSZKIEWICZ 1997, za ZIEGLER 1990, uproszczone).................................................................................................. 23

Ryc. 9. Mapa anomalii magnetycznych ∆T Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej

(grid 500 m; mapa została skonstruowana w programie SURFER 8.0 na podstawie danych udostępnionych przez Centralne Archiwum Geologiczne Polskiego Instytutu Geologicznego)......................................... 29

Ryc. 10. Mapa pierwszych pochodnych pionowych ∆T Wyżyny Krakowsko-

Częstochowskiej obliczona wg wzoru Baranova, dla parametru transformacji s=7 km. Izolinie co 500 ·10-13 [SI].......................................... 36


Kraków 2007 73

Ryc. 11. Mapa drugich pochodnych pionowych ∆T Wyżyny Krakowsko-

Częstochowskiej obliczona wg wzoru Elkinsa, dla parametru transformacji s=3 km. Izolinie co 25 ·10-16 [SI]................................................................... 37

Ryc. 12. Lokalizacja głównych grup górnojurajskich wapieni skalistych Grzbietu

Jerzmanowickiego oraz otworów wiertniczych stwierdzających skały magmowe na tle anomalii składowej pionowej ∆Z ziemskiego pola magnetycznego (pole normalne na epokę 1949,5; wg SKORUPA 1953, uproszczone oraz na podst. JĘDRYS i in. 2004). Ramką zaznaczono obszar pomiarów mikromagnetycznych.................................................................... 39

Ryc. 13. Interpretacja anomalii Bębła. A – anomalia Bębła na Płaskowyżu

Ojcowskim. B – efekt magnetyczny 3D od skonstruowanego modelu źródła anomalii Bębła. C – mapa strukturalna skonstruowanego modelu 3D wyjaśniającego przyczyny anomalii Bębła. Czarną linią zaznaczono kierunek przekroju. D – przekrój morfologiczny wymodelowanej struktury......................................................................................................... 42/43

Ryc. 14. A – obszar dominacji facji skalistej na Płaskowyżu Ojcowskim na tle

anomalii Bębła. B – obszar dominacji facji skalistej na Płaskowyżu Ojcowskim na tle skonstruowanego modelu 3D wyjaśniającego przyczyny anomalii Bębła. Na pozostałym obszarze Płaskowyżu Ojcowskiego dominują facje uławicone górnej jury, a w południowo-zachodniej części na powierzchni występują utwory paleozoiku............................................... 43

Ryc. 15. A – lokalizacja profili, wzdłuż których wykonano pomiary

mikromagnetyczne w Bęble k. Krakowa. Ortofotomapa (2003). B – Skała Żytnia. Ostaniec górnojurajski zbudowany z wapienia skalistego reprezentujący zachowany fragment budowli węglanowej. W obniżeniach terenu wokół Skały Żytniej, pod pokrywą czwartorzędową znajdują się wapienie uławicone, na których obecność wskazuje zwietrzelina w postaci krzemieni....................................................................................................... 46

Ryc. 16. Interpretacja pomiarów mikromagnetycznych; lokalizacja i numeracja

profili jak na Ryc. 15. A – lokalizacja profili pomiarowych w Bęble na tle anomalii magnetycznej Bębła. B – lokalizacja profili pomiarowych na tle mapy strukturalnej skonstruowanego modelu 3D wyjaśniającego przyczyny anomalii Bębła. Podkład: Mapa Topograficzna 1:10000, arkusz Bębło. Szare pole na mapach A i B odwzorowuje obszary map C, D i E. Mapy skonstruowane na podstawie pomiarów mikromagnetycznych: C – mapa anomalii DT. D – mapa anomalii regionalnej. E – mapa anomalii lokalnych......................................................................................... 46/47

Ryc. 17. Wyniki pomiarów mikromagnetycznych P01 i P02 oraz 9 i 2 w Bęble

(por. Ryc. 15 A)............................................................................................ 47 Ryc. 18. Mapa geologiczna podmezozoicznego podłoża południowej części

Wyżyny Częstochowskiej bez permu (na podst. BUŁA i in. 2002, uproszczona).................................................................................................. 49


Kraków 2007 74

Ryc. 19. Wynik 2D interpretacji anomalii Krzywopłotów. A – mapa anomalii

magnetycznych ∆T południowej części Wyżyny Częstochowskiej z zaznaczoną linią przekroju przez anomalię Krzywopłotów (grid 500 m; źródło danych: Centralne Archiwum Geologiczne PIG). B – porównanie krzywej skonstruowanej na podstawie danych pomiarowych z krzywą skonstruowaną na podstawie modelu 2D. C – model 2D wyjaśniający przyczyny anomalii Krzywopłotów. Odcieniami szarości rozróżniono struktury o różnym namagnesowaniu [A/m]................................................. 52

Ryc. 20. Interpretacja anomalii południowej części Wyżyny Częstochowskiej.

A – szkic lokalizacyjny południowej części Wyżyny Częstochowskiej z zaznaczonym przebiegiem dróg. B – mapa strukturalna skonstruowanego modelu 3D wyjaśniającego przyczyny anomalii południowej części Wyżyny Częstochowskiej. C – anomalia południowej części Wyżyny Częstochowskiej. D – efekt magnetyczny 3D od modelu wyjaśniającego przyczyny anomalii Krzywopłotów. E – mapa anomalii resztkowych obliczonych wg Griffina, dla parametru transformacji r=2,06 km. F – interpretacja anomalii resztkowych.................................................. 52/53

Ryc. 21. Lokalizacja pomiarów georadarowych w Olsztyńskich Skałach............... 56 Ryc. 22. Fragment kompleksu budowli węglanowej; Olsztyńskie Skały, Góra

Cegielnia. A – skałka północno-wschodnia. B – Góra Cegielnia z zaznaczoną linią, wzdłuż której wykonano pomiar georadarowy. C – skałka południowo-zachodnia. D – echogram P4; częstotliwość anten 50 MHz; skala izometryczna. E – interpretacja: f1-f3 – facje georadarowe; s – powierzchnia georadarowa....................................................................... 56/57

Ryc. 23. Porównanie zarejestrowanej na echogramie zmiany facjalnej

z przykładowymi zmianami facjalnymi obserwowanymi w odsłonięciach na Górze Cegielnia w Olsztyńskich Skałach. A – echogram P0; częstotliwość anten 50 MHz; skala izometryczna. B – interpretacja: f2, f4-f6 – facje georadarowe; s1, s2 – powierzchnie georadarowe; g – granica między facjami. Przykłady zmian facjalnych w odsłonięciach (por. Ryc. 22 B): C – skałka północno-wschodnia. D – skałka środkowa...................... 58/59

Ryc. 24. Lokalizacja obszaru badań georadarowych. A – lokalizacja zrębu

Zakrzówka na tle budowy geologicznej południowej części Wyżyny Krakowskiej (na podst. GRADZIŃSKI 1993, uproszczone). B – lokalizacja profili georadarowych na tle znanych jaskiń Parku Skały Twardowskiego na zrębie Zakrzówka (na podst. GÓRNY 2007).............................................. 61

Ryc. 25. Porównanie zarejestrowanej pustki krasowej z przykładowym

przekrojem znanej jaskini Skał Twardowskiego (skala jednakowa). A – echogram 7 (por. Ryc. 24 B); skala izometryczna; częstotliwość anten 200 MHz. B – przekrój przez Jaskinię z Kulkami (por. Ryc. 24 B; wg GÓRNY i in., w przygotowaniu)................................................................ 63


Kraków 2007 75

Ryc. 26. Zapis budowli węglanowej na echogramie. A – echogram P2 (por. Ryc.

24 B); skala izometryczna; częstotliwość anten 50 MHz. B – interpretacja. 64 Ryc. 27. Echogramy: P0, P4 i P9 (por. Ryc. 24 B); skala izometryczna,

częstotliwość anten 50 MHz; odległość między profilami pomiarowymi: 10 m. Widoczna we wschodniej i środkowej części echogramów silna strefa anomalna interpretowana jest jako horyzont krasowy (biała klamra)........................................................................................................... 65/66

Ryc. 28. Przykład anastomozów w odsłonięciu na zrębie Zakrzówka...................... 65 Ryc. 29. Przykłady struktur tektonicznych zarejestrowanych na echogramach;

Skały Twardowskiego; numeracja i lokalizacja profili, jak na Ryc. 24 B; skala izometryczna; częstotliwość anten 200 MHz. A – echogram 4 (A1) wraz z interpretacją (A2). Na echogramie widoczne silne, ciągłe, równoległe refleksy zapadające na SW, które najprawdopodobniej odpowiadają poszerzonym krasowo szczelinom ciosowym. Kąt upadu szczelin ciosowych zarejestrowany na echogramach jest kątem pozornym. B – echogram 13 (B1) wraz z interpretacją (B2). Na echogramie w przedziale głębokości od 9 do 12 metrów widoczny silny horyzontalny refleks interpretowany jako kanał krasowy. Kanał krasowy zaburzony jest licznymi uskokami normalnymi, progowymi i stromymi. Przebieg wyinterpretowanych uskoków zaznaczono na czerwono.............................. 66/67

Ryc. 30. Zdjęcie 3D rozkładu anomalii georadarowych fragmentu Skał

Twardowskiego, skonstruowane na podstawie echogramów: P0-P9 (por. Ryc. 24 B) w programie REFLEX. Na czerwono zaznaczono powierzchnie nieciągłości.................................................................................................... 67

Ryc. 31. Zdjęcie 3D rozkładu anomalii georadarowych fragmentu Skał

Twardowskiego, skonstruowane na podstawie echogramów: P0-P9 oraz 5-13 (por. Ryc. 24 B) w programie AUTOCAD. A – idea konstrukcji zdjęcia. B – rozprzestrzenienie anomalii pochodzących od głównego horyzontu krasowego, poziomu wód gruntowych oraz powierzchni nieciągłości. C – rozmieszczenie wszystkich zarejestrowanych anomalii oprócz anomalii pochodzących od poziomu wód gruntowych.................................. 69

Tab. 1. Interpretacja echogramu P4 na Górze Cegielnia w Olsztyńskich

Skałach........................................................................................................... 57 Tab. 2. Interpretacja echogramu P0 w Olsztyńskich Skałach................................... 59


Kraków 2007 76

9. WYJAŚNIENIE SKRÓTÓW ORAZ SYMBOLI I JEDNOSTEK FIZYCZNYCH

UŻYTYCH W PRACY

Skróty:

BG – Blok Górnośląski

BM – Blok Małopolski

f – facja georadarowa

g – granica między facjami georadarowymi

s – powierzchnia georadarowa

SUKL – strefa uskokowa Kraków-Lubliniec

WKC – Wyżyna Krakowsko-Częstochowska

∆T, DT – całkowite ziemskie pole magnetyczne

∆Z – składowa pionowa ziemskiego pola magnetycznego

Jednostki:

A/m – Amper/metr, jednostka namagnesowania

S/m – Simens/metr, jednostka przewodności elektrycznej

T – Tesla, jednostka indukcji magnetycznej


Kraków 2007 77

10. LITERATURA

ALEXANDROWICZ S.W. (1960): Budowa geologiczna okolic Tyńca. – Biul. IG, 152: 5-79. ALEXANDROWICZ S.W. (1969): Utwory paleogenu w południowej części Wyżyny

Krakowskiej. – Rocz. PTG, 39: 681-696. ALEXANDROWICZ S.W. i ALEXANDROWICZ Z. (2004): Ewolucja rzeźby i środowiska

Płaskowyżu Ojcowskiego. – W: PARTYKA J. (red.): Zróżnicowanie i przemiany środowiska przyrodniczo-kulturowego Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. – Ojcowski Park Narodowy, 1: 47-54.

ASPRION U. i AIGNER T. (2000): An initial attempt to map carbonate buildups using

ground-penetrating radar: an example from the Upper Jurassic of SW-Germany. – Facies, 42: 245-252.

BARANOV V. (1953): Calcul du gradient vertical du champ de gravité ou du champ

magnétique mesuré á la surface du sol. – Geophys. Prosp., 1: 171-191. BARDZIŃSKI W., LEWANDOWSKI J., WIĘCKOWSKI R. i ZIELIŃSKI T. (1986): Objaśnienia

do szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50000. Arkusz Częstochowa. Wyd. Geol., 67 pp.

BEDNAREK J., GÓRECKA E. i ZAPAŚNIK T. (1985 a): Uwarunkowanie tektoniczne rozwoju

mineralizacji kruszcowej w utworach jurajskich monokliny śląsko-krakowskiej. – Ann. Soc. Geol. Polon., 53: 43-62.

BEDNAREK J., HAISIG J., WILANOWSKI S. i ŻUREK W. (1985 b): Objaśnienia

do szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50000. Arkusz Pradła. Wyd. Geol., 66 pp.

BOJDYS G. (1999): Program Model-2D – Interaktywny program do 2D modelowania

grawimetrycznego i magnetycznego. – Arch. Zakładu geofizyki WGGiOŚ AGH, Kraków.

BOJDYS G. (2003): Program TALIA – Interaktywny program do 3D modelowania struktur

grawimetrycznych i magnetycznych. – Arch. Zakładu geofizyki WGGiOŚ AGH, Kraków.

BUŁA Z. (2000): Dolny paleozoik Górnego Śląska i zachodniej Małopolski. - Pr. PIG. 171,

63 pp. BUŁA Z. (2002): Tekst objaśniający do atlasu geologicznego paleozoiku bez permu

w strefie kontaktu bloków górnośląskiego i małopolskiego. 1:200000. PIG, 28 pp. BUŁA Z., JACHOWICZ M. i ŻABA J. (1997): Principal characteristics of the Upper Silesian

Block and Małopolska Block border zone; southern Poland. – Geological Magazine, 134: 669-677.


Kraków 2007 78

BUŁA Z., HABRYN R., KRIEGER W., KUREK S., MARKOWIAK M. i WOŹNIAK P. (2002): Atlas

geologiczny paleozoiku bez permu w strefie kontaktu bloków górnośląskiego i małopolskiego. 1:200000. PIG.

BUKOWY S. (1960): Osuwiska podmorskie w wapieniach skalistych okolic Krakowa. –

Biul. IG, 155: 153-168. BUKOWY S. (1968): Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50000.

Arkusz Wolbrom. Wyd. Geol., 52 pp. BUKOWY S. (1994): Zarys budowy paleozoiku północno-wschodniego obrzeżenia

Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. – W: RÓŻKOWSKI A., ŚLÓSARZ J. i ŻABA J. (red.): Przewodnik 65 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego. – Prace Naukowe UŚ w Katowicach, 1431: 14-30. Sosnowiec.

BUKOWY S. i CEBULAK S. (1971): Przejawy magmatyzmu w rejonie śląsko-krakowskim. –

W: Magmatyzm i epigeneza utworów paleozoicznych północno-wschodniego obrzeżenia Śląsko-Krakowskiego Zagłębia Węglowego. – Sprawozdanie z 68 Sesji Naukowej IG; Kwart. Geol., 15: 703-704.

BUKOWY S. i ŚLÓSARZ J. (1968): Wyniki wiercenia Bębło. – Biul. IG, 212: 7-38. BUKOWY S. i ŚLÓSARZ J. (1975): Profil paleozoiku i mezozoiku w Smoleniu koło Pilicy. –

Biul. IG, 282: 419-448. CIEŚLA E., KOSOBUDZKA I. i OKULUS H. (1984): Monoklina śląsko-krakowska

w naturalnych polach fizycznych Ziemi: grawitacyjnym i magnetycznym. – Sympozjum: Badania geofizyczne przy poszukiwaniu i rozpoznawaniu złóż surowców stałych, PBG i SITG, Jabłonna, 1-33.

CZEPPE Z. (1972): Regiony fizycznogeograficzne Wyżyny Krakowsko-Wieluńskiej. –

Studia Ośrodka Dokumentacji Fizjograficznej, 1: 68-77. DADLEZ R., KOWALCZEWSKI Z. i ZNOSKO J. (1994): Some key problems of the pre-Permian

tectonics of Poland. – Kwart. Geol., 38: 169-190. DADLEZ R., MAREK S. i POKORSKI J. (2000): Mapa geologiczna Polski bez utworów

kenozoiku 1:1000000. PIG Warszawa. DAVIS J.L. i ANNAN A.P. (1989): Ground-penetrating radar for high-resolution mapping

of soil and rock stratigraphy. – Geophys. Prospect., 37: 531-551. DĄBROWSKI A. (1960): Badania geofizyczne – Czterdzieści lat Instytutu Geologicznego.

Wydaw. Geol. Warszawa. DĄBROWSKI A. i KARACZUN K. (1958): Mapa magnetyczna Polski 1:2000000. – Biul. IG,

137: 1-36.


Kraków 2007 79

DŻUŁYŃSKI S. (1950): Spostrzeżenia nad utworami litoralnymi jury brunatnej na południe

od Krzeszowic. – Rocz. PTG, 19: 24-398. DŻUŁYŃSKI S. (1952): Powstanie wapieni skalistych jury krakowskiej. – Rocz. PTG,

21: 125-180. DŻUŁYŃSKI S. (1953). Tektonika południowej części Wyżyny Krakowskiej. – Acta Geol.

Polon., 3: 325-440. EKIERT F. (1971): Budowa geologiczna podpermskiego podłoża północno-wschodniego

obrzeżenia górnośląskiego zagłębia węglowego. – Prace IG, 66, 77 pp. ELKINS T.A. (1951): The second derivatives method of gravity interpretation. –

Geophysics, 16: 39-56. FELISIAK I. (1983): Struktury sedymentacyjne w wapieniach oksfordu w Forcie Skała.

Sprawozdania Komisji Nauk Geologicznych PAN Oddział w Krakowie, 25: 186-188. FELISIAK I. (1992): Osady krasowe oligocenu i wczesnego miocenu oraz ich znaczenie

dla poznania rozwoju tektoniki i rzeźby okolic Krakowa. – Ann. Soc. Geol. Polon., 62: 173-207.

FELISIAK I. i MATYSZKIEWICZ J. (2004): Kuesta jurajska w rejonie Jaworznika. –

W: PARTYKA J. i TYC A. (red.): Od Złotego Potoku do Ojcowa szlakiem naturalistów z 1854 r. – Przewodnik sesji terenowych. Ojcowski Park Narodowy, 55-56.

GĄSIEWICZ A. (1981): Oksford okolic Olkusza. – Kwart. Geol 25: 687-702. GŁAZEK J., PACHOLEWSKI A. i RÓŻKOWSKI A. (1992): Karst aquifer of the Cracow-Wieluń

Upland, Poland. – W: BACK W., HERMAN J.S. i PALOC H. (red): Hydrogeology of selected karst regions. – Intern. Contrib. Hydrogeol., 13: 289-306; Heise GmbH i Co; Hannover.

GŁAZEK J. i WIERZBOWSKI A. (1972): W sprawie rzekomej transgresji kimerydu

na Wyżynie Krakowskiej. – Acta. Geol. Polon., 22: 45-69. GÓRECKA E. (1970): Przejawy mineralizacji kruszcowej w utworach paleozoicznych

z Będkowic koło Krzeszowic. – Acta. Geol. Polon., 20: 325-336. GÓRECKA E. (1972): Mineralizacja kruszcowa w utworach paleozoicznych północno-

wschodniej części obszaru śląsko-krakowskiego. – Acta. Geol. Polon., 20: 275-342. GÓRNY A. (2007): Co nowego na Zakrzówku? – Jaskinie, 1 (46): 7-8. GÓRNY A., SŁOBODZIAN B. i SZELEREWICZ M. (w przygotowaniu): Zręby południowe. –

W: GÓRNY A. i SZELEREWICZ M. (red.): Jaskinie zrębów krakowskich.


Kraków 2007 80

GRABOWSKA T. (2005): Interpretacja anomalii magnetycznych (∆T) południowo-

wschodniej Polski – trójwymiarowy magnetyczny model skorupy ziemskiej. Raport merytoryczny 2003-2005. AGH Kraków, 96 pp.

GRADZIŃSKI M. (2001): Kras i jaskinie jury krakowskiej. – W: PARTYKA J. (red.): Badania

naukowe w południowej części Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. – Ojcowski Park Narodowy, 40-47.

GRADZIŃSKI M. i SZELEREWICZ M. (2004): Jaskinie Wyżyny Krakowsko-Wieluńskiej –

liczba i rozmieszczenia. – W: PARTYKA J. (red): Zróżnicowanie i przemiany środowiska przyrodniczo-kulturowego Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. – Ojcowski Park Narodowy, 1: 69-82.

GRADZIŃSKI R. (1962): Rozwój podziemnych form krasowych w południowej części

Wyżyny Krakowskiej. – Rocz. PTG, 31: 429 - 492. GRADZIŃSKI R. (1977): Sedymentacja piasków formierskich na skrasowiałym podłożu

w środkowej części Jury Krakowsko-Wieluńskiej. – Kras i Speleologia, 1(X): 59-70. GRADZIŃSKI R. (1993): Mapa geologiczna obszaru krakowskiego bez osadów

czwartorzędowych i lądowych utworów trzeciorzędowych. – ŁAPTAŚ A. i ĆWIŻEWICZ M. (red.), Muzeum Geologiczne, ING PAN Kraków.

GRIFFIN W.R. (1949): Residual gravity in theory and practice. – Geophysics, 14: 39-56. HABRYN R., KRIEGER W., KUREK S., MARKOWIAK M. i WOŹNIAK P. (2002): Mapa

geologiczno-strukturalna stropu paleozoiku bez permu. A. Rzeźba powierzchni paleozoiku bez permu. 1:200000. PIG.

HANCZKE T., JAWORSKI A., i MIZERACKA K. (1978): Skały magmowe Pienin i monokliny

śląsko-krakowskiej w świetle kompleksowych badań petrograficznych i petrofizycznych. – Geofizyka Stosowana 2: 71-93.

HARAŃCZYK C. (1988): Znaczenie suturalnego rozłamu wgłębnego Zawiercie-Rzeszotary

dla powstania i rozmieszczenia mineralizacji paleozoicznej i złóż rud Zn-Pb. – Prz. Geol., 7: 379-381.

HARAŃCZYK C., LANKOSZ M. i WOLSKA A. (1995): Granodioryt Jerzmanowicki, porfiry

i kruszce Cu-Pb. – Rudy i metale nieżelazne, 40: 334-341. HARAŃCZYK C. i LEWANDOWSKA A. (1994): Wulkanizm pradoliny Będkowskiej –

W: RÓŻKOWSKI A., ŚLÓSARZ J. i ŻABA J. (red.): Przewodnik 65 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego. – Prace Naukowe UŚ w Katowicach, 1431: 109-111. Sosnowiec.

HARAŃCZYK C. i PREIDL M. (1990): Sprawozdanie z badań geologicznych w Dolinie

Będkowskiej. – Arch. Geol. PG Kraków.


Kraków 2007 81

HELIASZ Z. (1990): Sedymentacja wapieni górnej jury w regionie częstochowskim Jury

Polskiej. – Prace Nauk. UŚ, Geol., 10/11: 9-49. HELIASZ Z., LEWANDOWSKI J., LISZKOWSKI J. i WIELGOMAS L. (1994): Objaśnienia

do szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50000. Arkusz Żarki. Wyd. Geol., 63 pp.

HELIASZ Z., PTAK B., WIĘCKOWSKI R. i ZIELIŃSKI T. (1987): Objaśnienia do szczegółowej

mapy geologicznej Polski 1:50000. Arkusz Janów. Wyd. Geol., 66 pp. HOFFMANN M. i MATYSZKIEWICZ J. (1989): Wykształcenie litologiczne i sedymentacja

osadów jury w kamieniołomie Młynka. – Przewodnik 60 Zjazdu PTG, 78-82. Kraków.

IRMIŃSKI W. (1995): Górnojurajski kompleks biohermalny w okolicach Niegowonic

i Grabowej k. Zawiercia. – Prz. Geol., 43: 853-858. JĘDRYS J. (2003): Zastosowanie metody georadarowej do rozpoznania płytkiej budowy

geologicznej na przykładzie zrębu Zakrzówka i Piekar. – Praca magisterska. Biblioteka Wydz. GGiOŚ AGH, Kraków.

JĘDRYS J. (2007): Application of magnetic method in the geological research of the late

Jurassic limestones in Kraków-Wieluń Upland, southern Poland. – W: LITWINIENKO S.W. i in. (red.): The Proceedings of the Mining Institute, t. 170 cz. 2: 14-17. Sankt Petersburg.

JĘDRYS J., GRABOWSKA T., KRAJEWSKI M., MATYSZKIEWICZ J. i ŻABA J. (2004): Założenia

strukturalne górnojurajskich budowli węglanowych na Wyżynie Krakowsko-Wieluńskiej w świetle danych magnetycznych. – W: PARTYKA J. (red.): Zróżnicowanie i przemiany środowiska przyrodniczo-kulturowego Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. – Ojcowski Park Narodowy, 1: 19-26.

JĘDRYS J. i KRAJEWSKI M. (2002): Poszukiwanie jaskiń na Zakrzówku metodą

georadarową. – Jaskinie, 4 (29): 28-30. JĘDRYS J. i KRAJEWSKI M. (w druku): Wykształcenie i rozwój górnojurajskich osadów

okolic Bębła na tle budowy podmezozoicznego podłoża; Wyżyna Krakowska. – Tomy Jurajskie.

JĘDRYS J., KRAJEWSKI M., SOKOŁOWSKI T. i ZIĘTEK J. (2002): Geologia i zjawiska krasowe

zrębu Zakrzówka w świetle metody georadarowej. – W: GRADZIŃSKI M., SZELEREWICZ M. i URBAN J. (red.): Materiały 36. Sympozjum Speleologicznego, Pińczów: 41-43.

KALINOWSKI S. (1933): Levé magnétique de la Pologne. – Prace Obserwatorium

Magnetycznego w Świdrze, 5. Warszawa.


Kraków 2007 82

KARCZEWSKI J. (1997): Metody przetwarzania georadarowych danych pomiarowych dla

lokalizacji antropogenicznych i naturalnych zaburzeń w warstwach przypowierzchniowych. – Rozprawa doktorska. Bibl. Gł. AGH Kraków.

KEAREY P., BROOKS M. i HILL I. (2002): An Introduction to Geophysical Exploration.

Blackwell Publishing; 262pp. KONDRACKI J. (2000): Geografia regionalna Polski. PWN, Warszawa, 340pp. KOSOBUDZKA I. i PAPROCKI A. (1998): Półszczegółowe badania magnetyczne T Polski

zachodniej, centralnej i południowo-wschodniej, 1996-1998. – Centr. Arch. Geol. PIG, Warszawa.

KRAJEWSKI M. (2000): Lithology and morphology of Upper Jurassic carbonate buildups

in the Będkowska Valley, Kraków region, Southern Poland. – Ann. Soc. Geol. Polon., 70: 51-163.

KRAJEWSKI M. (2001): Upper Jurassic chalky limestones in the Zakrzówek Horst, Kraków,

Kraków-Wieluń Upland (South Poland). – Ann. Soc. Geol. Polon., 71: 43-51. KRAJEWSKI M. (2004): Żyła neptuniczna z Grodziska w Dolinie Prądnika. – W: PARTYKA

J. i TYC A. (red.): Od Złotego Potoku do Ojcowa szlakiem naturalistów z 1854 r. – Przewodnik sesji terenowych. Ojcowski Park Narodowy, 94-96.

KRAJEWSKI M. i MATYSZKIEWICZ J. (2004): Rozwój i architektura facjalna górno-

jurajskich kompleksów budowli węglanowych w SW części Wyżyny Krakowskiej. – W: PARTYKA J. (red.): Zróżnicowanie i przemiany środowiska przyrodniczo-kulturowego Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. – Ojcowski Park Narodowy, 1: 27-34.

KRAJEWSKI M., MATYSZKIEWICZ J. i JĘDRYS J. (2005): Geneza i architektura facjalna

kompleksów górnojurajskich budowli węglanowych na Wyżynie Krakowsko – Wieluńskiej w świetle badań magnetycznych. – Nafta-Gaz, 7-8: 294-298.

KROKOWSKI J. (1984): Mezoskopowe studia strukturalne w osadach permsko-

mezozoicznych południowo-wschodniej części Wyżyny Śląsko-Krakowskiej. – Ann. Soc. Geol. Polon., 54: 79-121.

KRÓL K. (2004): Górnojurajskie budowle węglanowe okolic Olsztyna. – W: PARTYKA J.

i TYC A. (red.): Od Złotego Potoku do Ojcowa szlakiem wyprawy naturalistów z 1854 r. – Przewodnik sesji terenowych odbywanych w ramach konferencji: Ogólnopolskie znaczenie dla polskiej nauki i edukacji zespołowych badań na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej, Ojców 2004, 45-46.

KURBIEL H. (1978): Badania magnetyczne i grawimetryczne. – W: PAWŁOWSKA J. (red.):

Poszukiwanie rud cynku i ołowiu na obszarze śląsko-krakowskim. – Pr. IG, 83: 263-272.


Kraków 2007 83

KUTEK J. (1994): Jurassic tectonic events in south-eastern cratonic Poland. – Acta Geol.

Polon., 44: 167-221. KUTEK J., WIERZBOWSKI A., BEDNAREK J., MATYJA B. A. i ZAPAŚNIK A. (1977):

Z problematyki stratygraficznej osadów górnojurajskich Jury Polskiej. – Prz. Geol., 25: 438-445.

KUTEK J. i ZAPAŚNIK T. (1992): Bydlin, large scale synsedimentary mass movements

of Late Oxfordian. – W: MATYJA B. A., WIERZBOWSKI A. i RADWAŃSKI A. (red.): Oxfordian i Kimmeridgian joint working groups meeting. Guidebook and Abstracts, 22-26. Warszawa. International Subcommision on Jurassic Stratigraphy.

LEWANDOWSKI J. (2004): Przekroje geologiczne AB, CD przez obszar Wyżyny

Krakowskiej wykonane na podstawie publikowanych materiałów geologicznych i Banku HYDRO. Arch. WNoZ UŚ. Sosnowiec.

MAŁECKI J. (1958): Z geologii i geomorfologii Wyżyny Krakowskiej. – Zesz. Nauk. AGH

Geol., 15: 3-22. Mapa topograficzna Polski 1:10000, arkusz Bębło, M-34-64-B-c-3. Główny Geodeta

Kraju. Warszawa 2003. MARCINOWSKI R. (1970): Turbidites in Upper Oxfordian limestones at Jaskrów

in the Polish Jura Chain. – Bull. Acad. Polon. Sc., Ser. Sc. Geol-Geogr., 18: 219-225. MATYJA B. A. i WIERZBOWSKI A. (1996): Sea-bottom relief and bathymetry of Late

Jurassic sponge megafacies in Central Poland, Advances in Jurassic Research. – GeoResearch Forum, 1-2: 333-340.

MATYJA B. A. i WIERZBOWSKI A. (2004): Stratygrafia i zróżnicowanie facjalne utworów

górnej jury Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej i Wyżyny Wieluńskiej. – W: PARTYKA J. (red.): Zróżnicowanie i przemiany środowiska przyrodniczo-kulturowego Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. – Ojcowski Park Narodowy, 1: 13-18.

MATYSZKIEWICZ J. (1989 a): Sedimentation and diagenesis of the Upper Oxfordian

cyanobacterial-sponge limestones in Piekary near Kraków. – Ann. Soc. Geol. Polon., 69: 201-232.

MATYSZKIEWICZ J. (1989 b): Utwory osuwiskowe w wapieniach górnego oksfordu

w Ujeździe. – W: RUTKOWSKI J. (red): Przewodnik 60-tego Zjazdu PTG, 83-88. MATYSZKIEWICZ J. (1993): Genesis of stromatactis in an Upper Jurassic carbonate buildup

(Młynka; Cracow Region, Southern Poland); Internal Reworking and Erosion of Organic Growth Cavities. – Facies, 28: 87-96.

MATYSZKIEWICZ J. (1994): Remarks on the sedimentation and diagenesis of pseudonodular

limestones in the Cracow area (Oxfordian, Southern Poland). – Berl. Geowiss. Abh., E13: 419-439.


Kraków 2007 84

MATYSZKIEWICZ J. (1996): The Significance of Saccocoma-calciturbidites for the analysis

of the Polish Epicontinental Late Jurassic Basin: an example from the Southern Cracow-Wielun Upland (Poland). – Facies, 34: 23-40.

MATYSZKIEWICZ J. (1997): Microfacies, sedimentation and some aspects of diagenesis

of Upper Jurassic sediments from the elevated part of the Northern peri-Tethyan Shelf: a comparative study on the Lochen area (Schwäbische Alb) and the Cracow area (Cracow-Wieluń Upland, Poland). – Berliner Geowiss. Abh., (E), 21: 1-111.

MATYSZKIEWICZ J. (1999): Sea-bottom relief versus differential compaction in ancient

platform carbonates: a critical reassessment of an example from Upper Jurassic of the Cracow-Wielun Upland. – Ann. Soc. Geol. Polon., 69: 63-79.

MATYSZKIEWICZ J. (2001): Rola obszaru krakowskiego w sedymentacji osadów górnej

jury Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej. – Prz. Geol., 49: 724-727. MATYSZKIEWICZ J., GADOMSKA A. i PORĘBSKA E. (2001): Górnojurajskie budowle

węglanowe rejonu Ogrodzieńca. – Zesz. Nauk. AGH Geol., 27: 219-241. MATYSZKIEWICZ J. i KRAJEWSKI M. (1996): Lithology and sedimentation of Upper Jurassic

massive limestones near Bolechowice, Kraków-Wieluń Upland, South Poland. – Ann. Soc. Geol. Polon., 66: 285-301.

MATYSZKIEWICZ J., KRAJEWSKI M. i KĘDZIERSKI J. (2006 a): Origin and evolution

of an Upper Jurassic complex of carbonate buildups from Zegarowe Rocks (Kraków-Wieluń Upland, Poland). – Facies, 52: 249-263.

MATYSZKIEWICZ J., KRAJEWSKI M., GOŁĘBIOWSKA B, JĘDRYS J., KOCHMAN A. i RZEPA G.

(w druku): Rozwój i ewolucja oksfordzkich budowli węglanowych w Zalasie. – Tomy Jurajskie.

MATYSZKIEWICZ J., KRAJEWSKI M., TYC A., KRÓL K., KĘDZIERSKI J., JĘDRYS J. i ŚWIĄDER

J. (2004): Rozwój facjalny górnojurajskiego kompleksu Skał Zegarowych koło Smolenia (Wyżyna Krakowsko-Wieluńska). – [w:] J. PARTYKA (red.), Zróżnicowanie i przemiany środowiska przyrodniczo-kulturowego Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, Tom I Przyroda. Wyd. Ojcowski Park Narodowy, Ojców, s. 35-42.

MATYSZKIEWICZ J., KRAJEWSKI M. i ŻABA J. (2006 b): Structural control

on the distribution of Upper Jurassic carbonate buildups in the Kraków-Wieluń Upland (south Poland). – N. Jb. Geol. Paläont., Mh., 3: 182-192.

MORAWSKA A. (1997): The Lubliniec fracture zone: boundary of the Upper Silesian

and Małopolska Massifs, southern Poland. – Ann. Soc. Geol. Polon., 67: 429-437. MOTYKA J. i POSTAWA A. (1998): Zróżnicowanie przestrzenne stężenia jonu chlorkowego

w wodach z wycieków w kamieniołomie w Zakrzówku (okolice Krakowa, S Polska). – Kras i speleologia, 9: 105-117.


Kraków 2007 85

MOTYKA J. i POSTAWA A. (2004): The groundwater of Zakrzówek Horst (S Kraków-

Częstochowa Upland) – Biul. PIG; 412. Seria: Hydrogeol.; 6: 71-129. NEAL A. (2004): Ground-penetrating radar and its use in sedimentology: principles,

problems and progress. – Earth-Sci. Rev., 66: 261-330. NIELSEN L., BOLDREEL L. O. i SURLYK F. (2004): Ground-penetrating radar imaging

of carbonate mound structures and implications for interpretations of marine seismic data. – AAPG Bulletin, 88: 1069-1082.

Ortofotomapa okolic Bębła i Jerzmanowic, M-34064-Bc3; wykonana ze zdjęć lotniczych

w skali 1:26000 z 18.08.1997. Wojewódzki Ośrodek Dokumentacji Geodezyjnej i Kartograficznej. Kraków 2003.

PAWŁOWSKI S. (1947): Anomalie magnetyczne w Polsce. – Biul. PIG, 44, Seria

Geofizyczna, 2: 1-59. POŻARYSKI W. (1966): Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoiku łącznie

z paleocenem dolnym 1:1000000. Wyd. Geol. Warszawa. PRATT B.R. (1982): Stromatolitic framework of carbonate mud-mounds. – J. Sed. Petrol.,

52: 1203-1227. PREIDL M. i MADEJ J. (1992): Sprawozdanie z realizacji badań wstępnego rozpoznania

mineralizacji polimetalicznej w obszarze Pilica - Kwaśniów - Krzywopłoty. – Arch. Geol. PG Kraków.

RÓŻYCKI S.Z. (1953): Górny dogger i dolny malm Jury Krakowsko-Częstochowskiej. –

Pr. Inst. Geol., 17: 1-412. RUTKOWSKI J. (1993): Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski w skali

1:50000. Arkusz Kraków. – PIG Warszawa, 46 pp. RUTKOWSKI J. (1996): O poligenicznym charakterze rzeźby okolic Krakowa. – Acta

Geogr. Lodziensia, 71: 207-215. SENKOWICZOWA H. (1998): Trias północno-wschodniego obrzeżenia Górnośląskiego

Zagłębia Węglowego. – Biul. PIG, 378: 5-66. SIGURDSSON T. i OVERGAARD T. (1998): Application of GPR for 3-D visualization

of geological and structural variation in a limestone formation. – J. Appl. Geophys., 40: 29-36.

SKORUPA J. (1953): Badania magnetyczne w obszarze na północny-wschód od Krzeszowic.

– Biul. IG, egzemplarz do użytku wew., 30 pp. SMITH D.G. i JOL H.M. (1997): Radar structure of a Gilbert-type delta, Peyto Lake, Banff

National Park, Canada. – Sedim. Geol., 113: 195-209.


Kraków 2007 86

SZYNKIEWICZ A. i KASZA A. (2002): Badania georadarowe w rejonie Jaskini Pajęczej

(Jaworznia k. Kielc). – W: GRADZIŃSKI M., SZELEREWICZ M. i URBAN J. (red.): Materiały 36. Sympozjum Speleologicznego, Pińczów, 46.

TRAMMER J. (1982): Lower to Middle Oxfordian sponges of the Polish Jura. – Acta Geol.

Polon., 29: 39-49. TRAMMER J. (1985): Biohermy gąbkowe warstw jasnogórskich (oksford Jury Polskiej). –

Prz. Geol., 33: 78-81. TRAMMER J. (1989): Middle to Upper Oxfordian sponges of the Polish Jura. – Acta Geol.

Polon., 16: 127-200. TYC A. (2005): Relikty krasu podziemnego we współczesnej morfologii ostańców Wyżyny

Krakowsko-Częstochowskiej. – W: KOTARBA A., KRZEMIEŃ K. I ŚWIĘCHOWICZ J. (red.): Współczesna ewolucja rzeźby Polski. – VII Zjazd Geomorfologów Polskich, Kraków, 481-486.

UNRUG R., HARAŃCZYK C., i CHOCYK-JAMIŃSKA M. (1999): Easternmost Avalonian

and Armorican-Cadomian terranes of central Europe and Caledonian-Variscan evolution of the polydeformed Kraków mobile belt: geological constraints. – Tectonophysics, 302: 133-157.

VAN OVERMEEREN R.A. (1994): Georadar for hydrogeology. – First Break, 12: 401-408. VIEREK A., HELIASZ Z. i ZIELIŃSKI T. (1994): Górnojurajskie osady podmorskich spływów;

stanowisko 4 - Bydlin. – W: MALIK K., BARDZIŃSKI W., TEPER E., WAGA J. M. i ZIELIŃSKI T. (red.): Sedymentacja normalna, katastroficzna i wyjątkowa; procesy i produkty. III Krajowe Spotkanie Sedymentologów, 26-30. Sosnowiec. WNoZUŚ.

WALCZAK W. (1953): Utwory czwartorzędowe i morfologia południowej części Jury

Krakowskiej w dorzeczu Będkówki i Kobylanki. – Z badań czwartorzędu, 7: 419-461.

ZIEGLER P.A. (1990): Geological Atlas of Western and Central Europe. – Shell Intern.

Petrol. Maatsch. B.V., 239pp, The Hague. ZNOSKO J. (1964): O konieczności wykonania głębszych wierceń w części apikalnej

mrzygłodzkiego batolitu. – Kwart. Geol., 8: 465-476. ŻABA J. (1997): Palaeozoic tectonic activity of the Cracow-Lubliniec (Hamburg-Cracow)

fault zone at the boundary of the Upper Silesia and Małopolska blocks, Southern Poland. – W: PODEMSKI M., DYBOWA-JACHOWICZ S., JAWOROWSKI K., JURECZKA J. i WAGNER R. (red.): Proceedings of the XIII International Congress on the Carboniferous and Permian, Part 2. – Pr. PIG, 158: 209-214.

ŻABA J. (1999): Ewolucja strukturalna utworów dolnopaleozoicznych w strefie granicznej

bloków górnośląskiego i małopolskiego. – Pr. PIG, 166 pp.

Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica w...

Documents

Transcript of Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica w...