Stratygrafia, geneza i wiek osadów lodowcowych Wysoczyzny Krajeńskiej w stanowisku Dziembowo

Landform Analysis, Vol. 16: 99–106 (2011)

Charakterystyka geomorfologiczna obszaru położonegowzdłuż Doliny Środkowej Noteci

Magdalena Ratajczak-SzczerbaInstytut Geoekologii i Geoinformacji, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, ul. Dzięgielowa 27, 61-680 Poznańe-mail: [email protected]

Abstract: The investigated area is located along the Noteć Middle Valley and is situated on the border of several physi-cal-geographical and geomorphologic units. There are according to Krygowski (2000): the Noteć Middle Valley, the GwdaValley, the Wałcz Lake District, the Kraina Lake District, the Chodzież Lake District. Varied geological structure and therelief of the area. The expression of dynamic activity of the last Scandinavian ice sheet are impressive ladforms like end mo-raine hills of the Chodzież subphase, the Wyrzysk oscillation, glacial gully, outwash levels.

Key words:. geological structure, geomorphology, relief, Tertiary deposits, Quaternary deposits, end moraine, Wyrzysk os-cillation

Wstęp

Leżący na granicy kilku jednostek fizycznogeograficz-nych i geomorfologicznych Polski powiat pilski obej-muje bogactwo form terenu i szaty roślinnej. Na geo-różnorodność prezentowanego obszaru składa się:zróżnicowanie geologiczne; bogactwo form terenu izróżnicowanie ich morfologii; mozaika typów jezior,rzek, torfowisk, łąk i lasów oraz bytujących w nich or-ganizmów; bogactwo urzekających krajobrazów.

Wszystkie wymienione wyżej aspekty można ob-serwować na licznych stanowiskach położonychwzdłuż wyrzyskiego odcinka Pradoliny Toruńsko--Eberswaldzkiej. Dotyczą one geomorfologii glacjal-nej i glacifluwialnej, geomorfologii fluwialnej, proce-sów eolicznych i denudacyjnych, wpływu georóżno-rodności na zróżnicowanie biotyczne (w tymekosystemowe i wybrane procesy ekologiczne),wpływu georóżnorodności na procesy społeczno-kul-turowe (naturalne granice i „pomosty” pomiędzyspołecznościami/kulturami, lokowanie osad, prze-praw).

Proponowane stanowiska i problematyka to (ryc.1, 2):– Ujście – koncepcje rozwoju pradoliny; zagadnie-

nia dotycząca recesji ostatniego lądolodu skandy-nawskiego z subfazy chodzieskiej; współczesneprocesy geomorfologiczne, takie jak ruchy maso-we, osuwiska; eksploatacja surowców natural-

nych (kopalnia piasków szklarskich,mioceńskich) i rekultywacja;

– Pradolina Noteci – rozwój pradoliny, wpływ No-teci na przekształcenia rzeźby, równiny torfowe;

– Żuławka – procesy eoliczne (wydma);– Wolsko Dolne – budowa geologiczna wzgórz na-

leżących do nadnoteckiego ciągu czołowomore-nowego;

– Dziembowo – budowa geologiczna wysoczyznydennomorenowej;

– Rezerwat Kuźnik – Rynna Jezior Kuźnickich –rynna glacjalna; zbiorniki jeziorne.Poza tym na badanych stanowiskach dodatkowy-

mi interesującymi aspektami są elementy kulturowe,takie jak formy terenu wykorzystywane jako punktyosadnicze (Żuławka, Osiek nad Notecią, WolskoDolne), oraz idea ochrony przyrody w powiecie pil-skim – rezerwaty, Natura 2000, rozwój turystyki idrogi wodnej na Noteci.

Opis regionalny

Stanowiska badawcze leżą w obrębie następującychregionów fizycznogeograficznych według Kondrac-kiego (2000):– Dolina Środkowej Noteci;– Dolina Gwdy;– Pojezierze Wałeckie;

99

100

Magdalena Ratajczak-Szczerba

Ryc. 1. Trasa wycieczki PTE

– Pojezierze Krajeńskie;– Pojezierze Chodzieskie.

Ogólna charakterystykageomorfologiczna

Stanowiska badawcze położone są wzdłuż DolinyŚrodkowej Noteci, po obu stronach wyrzyskiego od-cinka Pradoliny Toruńsko-Eberswaldzkiej oraz wdolinie Gwdy, na Równinie Wałeckiej, na PojezierzuChodzieskim i Pojezierzu Krajeńskim.

Fragment Wysoczyzny Krajeńskiej, położony tużprzy północnej krawędzi Pradoliny Toruńsko-Eber-swaldzkiej, według kryteriów geomorfologicznych

(Galon 1952) należy do nadnoteckiego ciągu more-nowego. Prezentowany fragment PradolinyToruńsko-Eberswaldzkiej jest klasyfikowany (Kry-gowski 1961, Kozarski 1962) jako tzw. odcinek wy-rzyski. Rozpoczyna się na wschód od Nakła i ciągniesię w kierunku zachodnim do zwężenia pradoliny nalinii miejscowości Nietuszkowo–Dziembowo. Odpołudnia do tego odcinka przylegają leżące na Poje-zierzu Chodzieskim Pagórki Chodzieskie, stano-wiące szeroko rozumianą strefę marginalną subfazychodzieskiej ostatniego lądolodu skandynawskiego(Krygowski 1961).

Pojezierze Chodzieskie, leżące na południe odPradoliny Toruńsko-Eberswaldzkiej, to głównie ob-szar wysoczyzny morenowej płaskiej. Jedynie w oko-

101

Charakterystyka geomorfologiczna obszaru położonego wzdłuż Doliny Środkowej Noteci

Ryc. 2. A: Mapa morfologiczna – model rzeźby terenu, rozdzielczość 30 m. B: Schematyczna mapa morfologiczna nadnotec-kiego ciągu czołowomorenowego.Legenda: 1 – doliny: Pradolina Noteci-Warty oraz dolina Gwdy i Łobżonki, 2 – południowy fragment Wysoczyzny Krajeńskiej (przeważawysoczyzna polodowcowa płaska, tylko w części południowo-zachodniej falista), 3 – północna część Wysoczyzny Gnieźnieńskiej (północ-ny fragment), 4 – większe wzniesienia o wysokościach 110–150 m n.p.m., 5 – największe wzniesienia czołowomorenowe o wysokościachponad 160 m n.p.m. (3 główne wzniesienia tworzące nadnotecki ciąg czołowomorenowy)

licach Mirosława – wysoczyzny morenowej falistej.Powierzchnia wysoczyzny wzniesiona jest średnio90–110 m n.p.m. Maksymalnie w okolicy Mirosławado 115,7 m n.p.m. Na wschód od Nowej Wsi Ujskiejważnym elementem geomorfologicznym są wzgórzamoren czołowych, które tworzą na wysoczyźnie kul-minacje, o maksymalnej wysokości względnej 17 m.Jak podaje Chmal (2006), są to w przewadze morenytypu akumulacyjnego, ale nie można wykluczyć, żeniektóre z nich mogą być spiętrzone glacitektonicz-nie. Według Kozarskiego (1962), są to moreny rece-syjne bez wyraźnej przynależności, między fazą cho-dzieską a oscylacją wyrzyską. Dalej na południe odpradoliny, na poziomie wysoczyzny morenowej, wy-stępują równiny wodnolodowcowe. Powierzchnia ichobniża się łagodnie w kierunku południowym i połu-dniowo-zachodnim. Według Chmal (2006) równinyte odpowiadają wyższemu poziomowi sandrowemuna Pojezierzu Krajeńskim. W okolicy Chodzieżyznajdują się wzgórza czołowomorenowe subfazychodzieskiej, z maksymalną kulminacją 191,6 mn.p.m. – Gontyniec. Są to wzgórza morenowe glaci-tektonicznie spiętrzone. Na zapleczu wzgórz more-nowych pięknie rysuje się zagłębienie końcowe,obecnie wypełnione przez Jezioro Miejskie (Cho-dzieskie). Na północ od wzgórz, od miejscowości Ci-sze, równinę wodnolodowcową rozcina dolina wódroztopowych na głębokość około 7 m. Chmal (2006)przyjmuje, że dolina ta formowała się w obecnościzmarzliny, która uniemożliwiała infiltrację wód abla-cyjnych w luźne osady piaszczysto-żwirowe budującetę powierzchnię. W południowej części pojezierza,występuje rynna subglacjalna, znana w literaturzepod nazwą „oleśnicka” (Kozarski 1959). Długość jejwynosi około 5 km, a szerokość 0,2–0,9 km. Wcinasię w wysoczyznę na głębokość 30 m. Dno jej jest czę-ściowo zatorfione, a częściowo wypełnione przezosady limniczne (Chmal 2006). Autorka arkuszamapy geologicznej nie podaje, jakie osady limnicznewypełniają wspomnianą wyżej rynnę glacjalną.

Dolina Środkowej Noteci oddziela PojezierzeChodzieskie od Pojezierza Krajeńskiego. Szerokośćdoliny waha się od 7 km w okolicach Osieka n. Note-cią do 2 km w okolicach Dziembowa i 5 km w okolicyStobna. Dno doliny Noteci leży na wysokości 52 mn.p.m. w okolicy Osieka i obniża się ku zachodowi,osiągając w okolicy Stobna około 50 m n.p.m. Różni-ca wysokości między dnem doliny a otaczającymi jąpowierzchniami wysoczyzn morenowych i równinsandrowych, zarówno Pojezierza Chodzieskiego, jaki Krajeńskiego wynosi 56–60 m. Na analizowanymodcinku pradoliny występują dwie terasy pradolinneakumulacyjno-erozyjne. Nie występują one ciąglewzdłuż krawędzi pradoliny. Większe fragmentydwóch teras pradolinnych wydzielono wzdłużpołudniowej krawędzi pradoliny, w okolicach Zacha-rzyna, Strzelc, Szamocina oraz Mirosławia. Są to te-rasy pradolinne wyższe występujące na wysokości

62,5–65,0 m n.p.m (14,0–17,0 m n.p. rzeki) oraz tera-sy pradolinne niższe występujące na wysokości55,0–52,0 m n.p.m. (4,0–7,0 m n.p.m.) (Bartczak2006, Chmal 2006). Terasy niższe z uwagi na zazębia-nie się z osadami rzecznymi Gwdy Galon (1961) na-zywał terasami przejściowymi. Powierzchnie teraswyższych w wielu miejscach nadbudowują osadyeoliczne w postaci wydm i eolicznych piasków pokry-wowych. Jak podaje Bartczak (2006), w rejonieStrzelec i Studzieńca zaobserwowano terasy erozyj-ne, w których odsłaniają się gliny zwałowe ze zlodo-waceń środkowopolskich. Rzeka Noteć wykorzystujedno pradoliny. Śladem jej działalności akumulacyj-nej są piaski rzeczne. Resztę dna pradoliny wy-pełniają osady bioorganiczne, tworząc równiny aku-mulacji torfowej.

Dolina Gwdy oddziela Pojezierze Wałeckie odPojezierza Krajeńskiego. W okolicach Piły jej dnoleży na wysokości 55, a przy ujściu do Noteci poniżej50 m n.p.m. Szerokość dna doliny, łącznie z terasamizalewowymi (0,5–2,0 m n.p.m.), w górnym biegu sięga100, a w dolnym około 1 km. Terasy nadzalewowe sąurozmaicone starorzeczami. Według autorek arkuszymapy geologicznej w skali 1:50 000 w dolinie Gwdywystępują trzy terasy nadzalewowe, na wysokościach2,0–3,0 m, 7,0–8,5 m i 9,0–12,0 m n.p. rzeki (Bartczak2006, Chmal 2006). Tylko terasy najwyższe występująna jednym, lewym, brzegu doliny, pozostałe, niższe –symetrycznie, po obu stronach doliny. Powierzchnięteras, szczególnie niższych, urozmaicają wydmy, a ichwysokość nie przekracza 3 m. Terasy, jak podajeChmal (2006), można uznać za powierzchnię stożkanapływowego formowanego w okresie tworzenia sięnajwyższych teras pradolinnych w dolinie Noteci, któ-re to w południowo-wschodniej części dna pradoliny,znajdują się na wysokości około 65m n.p.m. Były oneopisywane przez Galona (1961, 1968a, b), Kozarskie-go (1962), a na wschód od Milcza przez Kozarskiego iSzupryczyńskiego (1958). Powyżej teras, na wysokości72,5–80,0 m n.p.m., jeszcze w dolinie Gwdy występujerównina sandrowa. Powstanie tej formy Galon (1961)wiąże z odpływem wód fluwioglacjalnych na przedpo-le lądolodu w okresie fazy pomorskiej. Istnieje różni-ca w klasyfikacji poziomów terasowych między Bart-czak (2006) i Chmal (2006) a Galonem (1961),Kozarskim, Szupryczyńskim (1958) oraz Kozarskim(1962).

Pojezierze Waleckie sąsiaduje od zachodu z do-liną Gwdy. Jest to wysoczyzna denno morenowa,przeważnie falista. Jej powierzchnia opada w kierun-ku południowym od około 140–150 m n.p.m. napółnocny zachód od Leżenicy do około 80 m n.p.m wrejonie Białej. Występują tutaj ozy, tworząc równo-ległe ciągi o przebiegu NE-SW, w postaci wałów lubowalnych pagórków, o wysokościach względnych10–15 m. Pagórki akumulacyjnej moreny czołowej,należące do tzw. oscylacji wyrzyskiej (Kozarski, 1962),leżą w sąsiedztwie Dolaszewa, Pokrzywnicy i Leżeni-

102


cy. Ich wysokość względna nie przekracza 8 m, adługość wynosi 50–100 m, maksymalnie 300 m. Bar-dzo ważnym elementem morfologii tego regionu sąpowierzchnie akumulacji wodnolodowcowej – san-dry. Wydzielane są trzy poziomy sandrów: I – na wy-sokości 112 metrów, II – na wysokości 96 m n.p.m.oraz III – od 86 do 77 m n.p.m. (Bartczak 2006).Pierwszy poziom sandrowy wiązany jest z wstępnafazą deglacjacji ladolodu wisły na tym obszarze. Dru-gi poziom wodnolodowcowy ciągnie się wzdłuż rynnysubglacjalnej wykorzystanej przez rzekę Łomnicę.Na III poziomie sandrowym występują zagłębieniapowstałe po martwym lodzie i pojedyncze wydmy irówniny piasków przewianych. Obszar PojezierzaWałeckiego pocięty jest rynnami subglacjalnymi okierunku NW–SE. Niektóre z nich wykorzystywanesą przez współczesne rzeki: Trzciankę, Łomnicę iKrępicę. Występują dwie doliny wód roztopowych okierunku takim jak rynny, którymi dostarczany byłmateriał do niższych poziomów wodnolodowcowych.

Pojezierze Krajeńskie, Wysoczyzna Krajeń-ska to obszar o urozmaiconej rzeźbie, który wedługkryteriów geomorfologicznych (Galon 1952) należydo nadnoteckiego ciągu morenowego. Od południawysoczyzna graniczy z fragmentem Pradoliny Note-ci, należącym (Krygowski 1961, Kozarski 1962) dotzw. odcinka wyrzyskiego, który rozpoczyna się nawschód od Nakła i ciągnie się w kierunku zachodnim,gdzie sięga do zwężenia pradoliny na linii miejscowo-ści Nietuszkowo–Dziembowo. Powierzchnia Wyso-czyzny Krajeńskiej urozmaicona jest zagłębieniamio genezie, m.in. oczkami wytopiskowymi (Chmal2006), rynnami subglacjalnymi, kemami oraz wyso-czyzną dennomorenową, w obrębie której rozwinęłysię dolinki wód roztopowych i dolinki denudacyjneoraz potężne wzgórza i wzniesienia, moreny czołoweoscylacji wyrzyskiej (Kozarski 1962). Wysoczyznapolodowcowa leży głównie na wysokości 90–100 mn.p.m. Przeważa wysoczyzna morenowa płaska. Tyl-ko w południowo-zachodniej części WysoczyznyKrajeńskiej występują płaty wysoczyzny morenowejfalistej. Między Krostkowem a Białośliwiem oraz napołudnie od Dziembowa dochodzi ona do PradolinyNoteci, gdzie rozdziela wzgórza czołowomorenowe.Krajobraz moreny płaskiej, zwłaszcza na północ odDębówka Nowego oraz Dziembowa, urozmaiconyjest licznymi dolinkami wód roztopowych, o orienta-cji wschód–zachód. Wody spływające z czoła lądolo-du utworzyły przed jego krawędzią płytką sieć doli-nek marginalnych (Szupryczyński 1966). Opróczpłytkich rozcięć erozyjnych na powierzchni wysoczy-zny polodowcowej, na północ od obszaru objętegobadaniami, występują małe formy rynnowe. Jedną znich jest fragment ciągu rynnowego na północ odstrefy krawędziowej wysoczyzny między wzniesienia-mi morenowymi (133,6 i 135,3 m n.p.m.) niedalekoKosztowa i Nieżychowa (na zachód od DębowejGóry) biegnące na linii północ– południe, zajęte czę-

ściowo przez dwa niewielkie jeziora – Głęboczek iNieżychowo. Najważniejszym wcięciem w wysoczyznępolodowcową jest dolina Łobżenicy (płynąca przezWyrzysk). Jej dno leży na wysokości około 54 mn.p.m., co wobec wysokości sąsiadujących z nią obsza-rów wysoczyznowych wznoszących się 90 m n.p.m.,daje wcięcie około 35 m. Podobną genezę ma dużaforma erozyjna położona na zachód od Białośliwia,wykorzystywana obecnie przez rzekę Białośliwkę. Napółnoc od Białośliwia, koło Pobórki Małej, występująkemy. Formy te, zorientowane W–E, mają owalnykształt. Ich wysokość względna nie przekracza 5 m, adługość dochodzi do 100 m. Geneza wiązana jest(Szupryczyński 1966) z wypełnieniem małych zagłę-bień w obrębie lodu martwego. Bardzo ciekawym ilicznym elementem są suche dolinki erozyjno-denu-dacyjne i suche formy wklęsłe, typu niecek zboczo-wych. Występują one w okolicy Miasteczka Kraje-ńskiego, Białośliwia, Otlinu, Dębówka Nowego orazw zachodniej części obszaru w okolicach MiasteczkaKrajeńskiego-Huby, Byszewic, Rzadkowa, Kaczor,Dziembowa. Ponad podstawowy poziom wysoczyznypolodowcowej wznoszą się liczne wzgórza morenowe,z których największe opadają stromą skarpą do Pra-doliny Noteci. Poczynając od zachodu, w tej strefiewystępują kulminacje koło Rzadkowa i MiasteczkaKrajeńskiego (199 m n.p.m.), koło Wolska Górnego iDolnego (129 m n.p.m.) oraz Dębowej Góry (193 mn.p.m.), rozciągające się pomiędzy Krostkowem aOsiekiem n. Notecią. Kozarski (1961) na mapie geo-morfologicznej w skali 1:100 000 określa je jako more-ny czołowe oscylacji wyrzyskiej. Najbardziej imponu-jącą formą jest wzgórze Dębowa Góra, które mabardzo urozmaiconą powierzchnię, w jej skład wcho-dzi duża liczba pagórów, zagłębień o wyraźnych kra-wędziach (wytopiska po lodzie) oraz wcięć erozyjnycho długości dochodzącej do 1000 m. Równiny wodno-lodowcowe występują na większej powierzchni kołoŚmiłowa. Tworzą one tzw. wyższy poziom sandrowy100–70 m n.p.m. Jak podaje Chmal (2006), sandr teninicjalnie kształtował się na powierzchni lądolodu(sandr supraglacjalny). Po wytopieniu się lodu po-wstała morfologia sandru dziurawego. Poziom tegosandru w wielu miejscach jest wyższy od otaczającejgo wysoczyzny, co świadczy o bezpośrednim kontak-cie z lodem w momencie jego powstawania (Chmal2006). W obrębie sandru liczne są zagłębienia bez-odpływowe, w których deponowane byly osady zasto-iskowe. Można je obserwować w kilkunastu odsłonię-ciach w krawędzi pradoliny, koło Wolska Dolnego,Dębówka Nowego, Krostkowa.

Zarys budowy geologicznej

Osady trzeciorzędowe nadnoteckich wzgórz czołowo-morenowych w kilkunastu miejscach występują napowierzchni w postaci kier o miąższości do kilkudzie-

103


sięciu metrów (ryc. 3). Jednak zdaniem Szupryczyń-skiego (1966) oraz Włodka (1980) trzeciorzęd zalegadyskordantnie na warstwach mezozoicznych. Najniż-sze zaleganie stropu trzeciorzędu występuje pod osa-dami wypełniającymi Pradolinę Toruńsko-Eber-swaldzką; na wysokości Zacharzyna i Szamocina stroptrzeciorzędu obniża się pod pradolinę do –70 m. PodWysoczyzną Krajeńską i Gnieźnieńską leżą one sto-sunkowo płytko na głębokości 40–80 m poniżej pod-stawowego poziomu wysoczyzn (ryc. 2).

Pliocen wykształcony jest w postaci zwięzłychiłów pstrych i iłów pylastych z wkładkami piasków py-lastych (Szupryczyński 1966). Morfologicznie stroppliocenu jest urozmaicony. Na północ od PradolinyNoteci w Osieku n. Notecią leży na wysokości 77,6 mn.p.m., w Krostkowie około 40 m n.p.m (Szupryczyń-ski 1966). Miąższość utworów plioceńskich wynosi: wOsieku 67 m, w Krostkowie 15–39 m, a na południeod Krostkowa, w obrębie brzeżnej części pradoliny,11 m (Szupryczyński 1966).

Osady czwartorzędowe mają zmienną miąższość.W obrębie pradoliny wartości ich kształtują się od 15m do 125 m. Maksymalna miąższość występuje wcentralnych częściach pradoliny, w jej odcinku wy-rzyskim. Na obszarach przyległych do Pradoliny To-ruńsko-Eberswaldzkiej, na wysoczyznach, miąższośćosadów czwartorzędowych zawarta jest w przedzialeod 40 m do ponad 120 m.

W położonym najwyżej rejonie Dębowej Góry(koło Krostkowa) trudno ocenić miąższość czwarto-rzędu ze względu na występujące tam deformacjeosadów. Trudności dotyczą również określenia rzęd-nej zalegania trzeciorzędu in situ (Szupryczyński1966). Ocenia się jednak, że w obrębie wzgórz more-nowych Dębowej Góry miąższość osadów czwarto-rzędu wraz z tkwiącymi w nich porwakami plioceń-skimi wynosi około 120 m. Natomiast w sąsiedztwieDębowej Góry osady czwartorzędu osiągają miąż-szości: w Rzęskowie – 53,0 m, w Krostkowie – 39,0 m,w Brzostowie – 35,0 m, w Wysokiej – na głębokości70 m wiercenie nie przebiło czwartorzędu, w Żuław-ce zaś na 41 m (Szupryczyński 1966).

Stratygrafia osadów starszych od interglacjałueemskiego (Rühle 1954, Środoń 1954, Karaszewski1973) przedstawia się następująco:

Najstarsze położenie zajmują gliny morenowe,należące najprawdopodobniej do kompleksu osa-dów zlodowacenia południowopolskiego. Gliny teznajdują się jedynie w obrębie pradoliny, na rzędnejterenu 10–20 m n.p.m., tj. 40–30 m poniżej po-wierzchni terenu.

Drugi poziom stratygraficzny tworzą gliny wiekuśrodkowopolskiego, występują na obszarach wyso-czyznowych przylegających do Pradoliny Noteci,gdzie podścielają one kompleks osadów powstałychw czasie zlodowacenia bałtyckiego. Według Włodka

104


Ryc. 3. Mapa powierzchni podczwartorzędowej z rozmieszczeniem porwaków iłów plioceńskich

(1980) strop glin środkowopolskich znajduje się narzędnej między 70 a 90 m n.p.m., a ich miąższość wy-nosi około 50 m.

Pomiędzy środkowopolskimi glinami a glinaminależącymi do ostatniego zlodowacenia znajdują sięserie piaszczysto-mułkowo-pylaste typu warwowego.Na tej podstawie Włodek (1980) wysuwa koncepcję oistnieniu rozległych zastoisk z okresu poprzedza-jącego transgresję lądolodu bałtyckiego stadiumgłównego (tj. fazy leszczyńskiej).

Najwyższą pozycję stratygraficzną zajmują glinylodowcowe zlodowacenia bałtyckiego. Miąższośćich łącznie z wkładkami piaszczystymi i przedzie-lającymi je warstwami piaszczysto-żwirowymi do-chodzi do 40 m.

Według Włodka (1980) pozycja stratygraficznatych stanowisk jest niepewna z uwagi na brak dato-wań paleontologicznych i palinologicznych.

Według mapy geologicznej w skali 1:200 000wzgórza czołowomorenowe zbudowane są z pias-ków, żwirów, głazów i gliny (ryc. 4). Wyraźnie zazna-czone są kry i porwaki utworów starszych od plejsto-cenu, zaliczane do neogenu (NQ). Szczególnie licznesą one w kompleksie Dębowej Góry i w okolicy Wol-ska Dolnego. Spotykano również zaburzenia w mate-riale fluwioglacjalnym (Szupryczyński 1966). Wzgó-rza otoczone są piaskami, żwirami lodowcowymi iwodnolodowcowymi, występującymi nieciągle, w po-

staci nielicznych płatów. Od południa, przy krawędzipradoliny, wzgórzom towarzyszą wąskie pokrywypiasków i żwirów deluwialnych (ryc. 4).

Wysoczyzna polodowcowa zbudowana jest zrdzawo-brunatnych osadów gliniastych, o miąższości0,5 m w okolicy Białośliwia do 1,5–2 m w okolicy Nie-żychowa i Pobórki Wielkiej. Jest to glina z licznymiprzewarstwieniami piaszczystymi oraz cienkimiwkładkami pstrego iłu plioceńskiego. W budowiegeologicznej wysoczyzny biorą udział także piaski iżwiry fluwioglacjalne, tzw. piaski zwałowe (Szupry-czyński 1966), reprezentujące morenę ablacyjną.Bezpośrednio na powierzchni moreny płaskiej wy-stępują również płaty iłów plioceńskich, zwłaszcza napółnoc od krawędzi pradoliny, w okolicy Kosztowa(Szupryczyński 1966).

Dolinki wód roztopowych w obrębie wysoczyznypolodowcowej wypełnione są (Szupryczyński 1966)osadami organicznymi, przede wszystkim torfami,pod którymi często występują osady gytii lub iłów za-stoiskowych i mułków piaszczystych z makroskopo-wymi cząstkami roślin. Na ogół jednak dolinkiwypełnione są osadami mułku piaszczystego, a czę-sto brak w nich materiału akumulacyjnego, nato-miast na dnie ukazuje się glina lodowcowa (Szupry-czyński, 1966). Z badań prowadzonych w latach 60.przez Szupryczyńskiego (1966) wiadomo, że formyrynnowe wypełnione są również osadami organicz-

105


Ryc. 4. Mapa geologiczna w skali 1:200 000, arkusz: Piła i NakłoHolocen: 1 – torfy, 2 – gytie, 3 – namuły, 4 – iły, mułki, piaski, kreda jeziorna, 5 – piaski i żwiry rzeczne, 6 – eluwia glin zwałowych, 7 – pia-ski i gliny deluwialne, 8 – piaski eoliczne, 9 – piaski eoliczne w wydmach; plejstocen – zlodowacenie północnopolskie: 10 – iły,mułki, piaski jeziorne, 11 – piaski rzeczne; faza pomorska: 12 – piaski i żwiry wodnolodowcowe; faza poznańsko-dobrzyńska: 13 –mułki, piaski i żwiry kemów, 14 – piaski, żwiry, głazy lodowcowe i wodnolodowcowe, 16 – glina zwałowa, 17 – piaski i żwiry wodnolodow-cowe (dolne i górne), 18 – iły, mułki i piaski zastoiskowe (górne i dolne); faza leszczyńska: 19 – glina zwałowa, 20 – iły, mułki i piaski za-stoiskowe; zlodowacenie środkowopolskie: 21 – iły, mułki i piaski zastoiskowe, 22 – piaski i żwiry wodnolodowcowe; 23 – NQ

nymi: torfami, osiągającymi przeciętną miąższośćokoło 2,5 m oraz gytią jeziorną. Formy kemowe roz-patrywane w kilku miejscach są zbudowane z hory-zontalnie warstwowanych piasków i drobnoziarni-stych żwirów, przykrytych mułkami piaszczystymi(Szupryczyński 1966).

W budowie geologicznej wzniesień koło Koszto-wa znaczny udział ma ił plioceński, występujący miej-scami na powierzchni terenu (ryc. 4). Wierceniawykonane w latach 60. (Szupryczyński 1966) dogłębokości 5 m nie przebiły iłu. Całość przykryta jestpłaszczem gliny lodowcowej. Wiercenia sondażowewe wzniesieniu koło Nieżychowa wykazały występo-wanie iłu plioceńskiego tuż przy powierzchni terenu,zwłaszcza w części północnej. Ponadto w budowiewewnętrznej uczestniczą drobno- i bardzo drobno-ziarniste piaski bezstrukturalne, drobnoziarnistyżwir i gruboziarnisty piasek warstwowany horyzon-talnie. Również tutaj zaobserwowano deformacjemateriału fluwioglacjalnego (Szupryczyński 1966).Wiercenia głębokie wykazały obecność w obrębieosadów czwartorzędowych 18-metrowej miąższościwkładki osadów trzeciorzędowych – przede wszyst-kim osadów ilastych, szczególnie jasnoszarego,zwięzłego iłu plioceńskiego z wkładkami węgla bru-natego. Poniżej występują osady czwartorzędowe.Niewielkie wzniesienia w zachodniej części obszarubadań, którymi są góra Czubatka i Góry Morzew-skie, zbudowane są głównie z piasków, żwirów i glinmoren zwałowych. W tym fragmencie terenu badańnie występują kry iłów plioceńskich w osadach czwar-torzędowych (ryc. 3, 4).

Próbowano określić miąższość czwartorzędu wGórach Wysockich, jednak w okolicach Wysokiejwiercenia wykonane do 70 m go nie przebiły (Szupry-czyński 1966). Występujące tu osady czwartorzędo-we to na ogół piaski, żwiry, głazy i gliny moren czo-łowych (ryc. 4). Od południa i zachodu w GórachWysockich znajdują się wychodnie osadów plioceń-skich, a w drugim wzniesieniu wychodnie pliocenuznajdują się tylko od północy. Poza tym od północydo tych wzniesień przylegają osady piaszczyste i żwi-rowe wodnolodowcowe, natomiast od południa iwschodu otacza je fragment wysoczyzny zbudowanejprzede wszystkim z gliny zwałowej (ryc. 4).

Literatura

Bartczak E., 2006. Objaśnienia do Szczegółowej Ma-py Geologicznej Polski, arkusz Piła (313). Państ-wowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

Chmal R., 2006. Objaśnienia do Szczegółowej MapyGeologicznej Polski, arkusz Śmiłowo (314). Państ-wowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

Churska Z., 1966. Późnoplejstoceńskie formy denu-dacyjne na zboczach pradoliny Noteci–Warty i do-liny Drwęcy. Stud. Soc. Torunensis, 6, C.

Galon R., 1952. Formy polodowcowe okolic Więc-borka. Stud. Sc. Sc. Toruń C, 1, 5: 1–29.

Galon R., 1961. Morphology of the Noteć-Warta(Or Toruń-Eberswalde) ice marginal streamway.Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 29.

Galon R., 1968a. Ewolucja sieci rzecznej na przed-polu zanikającego lądolodu ostatniego zlodowace-nia w Polsce. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74.

Galon R., 1968 b. Nowe fakty i zagadnienia dotycza-ce genezy Pradoliny Noteci-Warty i dolin z niazwiazanych. Przegl. Geogr., 43, 2: 307–315.

Karaszewski W., 1973. Warunki geologiczne wystę-powania osadów interglacjału eemskiego w Nakle.Kwart. Geol., 17, 4: 803–809.

Kozarski S., 1962. Recesja ostatniego lądolodu zpółnocnej części Wysoczyzny Gnieźnieńskiej akształtowanie się Pradoliny Noteci-Warty. PTPN,Wydz. Mat.-Przyr., Prace Kom. Geogr.-Geol., 2, 3:154.

Kozarski S., Szupryczyński J., 1958. Terasy pradolinyNoteci między Nakłem a Milczem. Przegl. Geogr.,4, 30: 671–684.

Krygowski B., 1961. Geografia fizyczna Niziny Wiel-kopolskiej. Cz. I. Geomorfologia. PTPN, Wydz.Mat.-Przyr., Kom. Fizjograf.

Rühle E., 1954. Profil geologiczny utworów czwarto-rzędowych w Śmielinie koło Nakła na Pomorzu.Biul. Inst. Geol., 69, Z badań czwartorzędu w Pol-sce, 5: 149–152.

Szupryczyński J., 1966. Objaśnienie do mapy geo-morfologicznej 1:50 000, arkusz Szamocin. Doku-mentacja Geograficzna.

Środoń A., 1954. Interglacjalny torf ze Śmielina kołoNakła na Pomorzu. Biul. Inst. Geol., 69, Z badańczwartorzędu w Polsce, 5: 153–158.

Włodek M., 1980. Młodszy plenivistulian w rejonieNakła nad Notecią. Przegl. Geol., 8: 453–456.

106



Stratygrafia, geneza i wiek osadów lodowcowychWysoczyzny Krajeńskiej w stanowisku Dziembowo


Abstract: The outcrop in Dziembowo, located in the edge of Notec Pradolina allows to led the detailed lithofacial analysis.As a result of it two till layers were recognized, that are divided by deposits of catastrophic glaciofluvial rising. There wererecognized textural, structural features and petrographic composition of glacial tills.

Key words: glacial tills, glaciofluvial deposits, texture, structure, petrographic composition of glacial tills, glacial height

Wstęp

W Dziembowie w nieczynnej żwirowni usytuowanejw krawędzi Pradoliny Noteci znajduje się kolejnestanowisko badawcze, w którym miąższość dostęp-nych do badań osadów wynosi 10–11 m (ryc. 1, fot. 1).Stwierdzono następującą ich sekwencję:– w spągu fluwioglacjalne osady piaszczyste i piasz-

czysto-mułkowe (Pettersson 1998), o maksymal-nej miąższości około 2 m;

– dwie bardzo miąższe serie glin lodowcowych roz-dzielone osadami żwirowo-piaszczysto-gliniasty-mi, dolna glina o miąższości 1,5–3,0 m, górna –3–6 m.

Cechy teksturalne i strukturalneosadów fluwioglacjalnych

Pierwszym od dołu zespołem litofacjalnym są fluwio-glacjalne osady piaszczysto-żwirowe z przewarstwie-niami ilasto-mułkowymi (S(G)h/d). W części stropo-wej przechodzą w serię osadów ilasto-mułkowychlaminowanych poziomo (F(S)h), które zapadają kuzachodowi pod kątem 35°. Seria ta jest wschodnimfragmentem dużego fałdu (ryc. 1, fot. 1). Składa sięona z jasnożółtych mułków delikatnie laminowanychszarym iłem i bardzo drobnoziarnistym piaskiem(F(S)h/f). Zaburzona jest siecią uskoków normal-

107

Ryc. 1. Dziembowo. Osady lodowcowe i wodnolodowcowe1 – piaski eoliczne, 2 – zwietrzelina, 3 – glina lodowcowa górna, 4 – żwiry i piaski fluwioglacjalne, 5 – dolna glina lodowcowa, 6 – piaskiśrednio- i drobnoziarniste z domieszką żwiru, leżące pod dolną gliną lodowcową, miejscami laminowane, 7 – osady ilasto-mułkowe lami-nowane poziomo, zaburzone

nych, w których zrzuceniu uległy skrzydła wschodnie,o malejących kątach nachylenia powierzchni uskoko-wej ku wschodowi. Z orientacji powierzchni uskoko-wych wynika, że naprężenia główne działały z NW.Podobne wyniki badań przedstawia Pettersson(1998). Odpływ wód w piaskach wokół zdeformowa-nej serii osadów ilasto-pylastych zachodził general-nie ku W, z odchyleniami ku NW i SW. W stropieosadów fluwioglacjalnych występują piaski drobno-ziarniste, warstwowane poziomo (Sh). Przeważa wnich frakcja piasków drobnoziarnistych (87%), a do-mieszki mułków, piasków średnioziarnistych i iłu ko-loidalnego stanowią 10%. Osady te są dobrze wysor-towane.

Cechy teksturalne i strukturalne dolnejgliny lodowcowej

Między osadami fluwioglacjalnymi a następnym ze-społem litofacjalnym, jakim jest dolna glina lodow-cowa (Dmm) o średniej miąższości około 3 m, wystę-puje niezgodność strukturalna (fot. 1, 3). Stroppiasków fluwioglacjalnych został zerodowany. Glinadolna leży dyskordantnie na piaskach. Zapada onanieznacznie, pod kątem 6–10°, ku NW. Kontakt glinyz podłożem jest wyraźnie (Marks 1992) erozyjno-eg-zaracyjny.

Cechy teks tura lne : Glina jest osadem wyraź-nie heterogenicznym z przewagą piasku drobno- iśrednioziarnistego (42%) oraz z bardzo dużą zawar-tością żwirów (32%). Ił koloidalny stanowi zaledwie5,6%. Wskaźnik ilastości wynosi 0,059, a Mz osiągawartość 0,21 mm. Wysortowanie osadu jest bardzosłabe, d – 2,24. Udział węglanów utrzymuje się na po-ziomie 4–5%. Ziarna kwarcowe charakteryzują się

słabą obróbką i przewagą ziarn typu , które domi-nują zwłaszcza we frakcji 1,0–1,25 mm (68%).Natomiast we frakcji 0,8–1,0 mm stanowią 58%.Udział ziarna wynosi 27% we frakcji 1,0–1,25 mm i44% we frakcji 0,8–1,0 mm. Najmniej jest ziarn typu, bo zaledwie 4,5% i 8,5%.

Orientac ja g łaz ików : Detrytus w glinie wska-zuje na północno-zachodnią orientację. Ułożeniegłazików jest monomodalne, zwarte. Klasty zapadajązarówno ku NW, jak i ku SW, czyli w stronę proksy-malną, jak i dystalną. Zdecydowana większość kla-stów zapada pod kątem w przedziale 10–20°, trochęmniej w przedziale 0–10° oraz 20–30°. WspółczynnikiL wynoszą 80–55%, potwierdzając dużą koncentra-cję rozkładu dłuższej osi głazików.

Cechy s t ruk tura lne : Pod względem struktu-ralnym glina obfituje w poziome, cienkie przewar-stwienia piaszczyste, często bardzo delikatne, rozma-zane, zwłaszcza w części stropowej. Zauważonosmugowania piaszczyste towarzyszące dużym kla-stom. Na niektórych występują rysy lodowcowe zo-rientowane mniej więcej N–S. Wyraźne są spękaniapoziome o dużym rytmie, nachylone ku NW i WNWzgodnie z zapadaniem całej serii gliniastej. Strop gli-ny jest niewyraźny (fot. 3). Powyżej zalegają osadyżwirowo-piaszczyste, pomiędzy którymi tkwią pakie-ty osadów gliniastych. W części spągowej występujeglina subglacjalna, bazalna z nałożenia. Natomiastku stropowi przechodzi w glinę z wytopienia.

Cechy teksturalne i strukturalnepiasków i żwirów fluwioglacjalnych

Leżące nad dolna gliną osady żwirowo-piaszczyste, zprzewagą frakcji grubych i bardzo grubych(Gh,Gp,Gm,SGh,GSm/Sh,Sp/GDm), świadczą ogwałtownym wzroście ablacji. Miąższość serii wahasię od 0,5 do 2 m (ryc. 1, fot. 1).

Cechy teks tura lne : Wśród osadów rozdzie-lających obie serie gliniaste występuje bardzo dużezróżnicowanie zarówno pod względem tekstural-nym, jak i strukturalnym (fot. 3). Składają się z na-przemianległych pakietów żwirowych, przewar-stwień drobnoziarnistych piasków laminowanychpoziomo i przekątnie oraz pakietów gliniastych. Pa-kiety żwirowe mają rozproszony szkielet ziarnowy, zdużą ilością frakcji drobniejszej (GSm/GSh). Warto-ści Mz zawierają się w przedziale 1,27–3,6 mm. Żwiryśrednioziarniste mające zwarty szkielet ziarnowycharakteryzują się w miarę dobrym wysortowaniem( = 0,68), a ich Mz wynosi 0,49 mm. Piaski warstwo-wane przekątnie i poziomo (Sh,Sp) są słabo wysorto-wane, a znaczne zmniejszenie średniej średnicy ziar-na (Mz = 0,08–0,14 mm) wskazuje na spadekenergetyki środowiska prądowego. W osadach tychdominują piaski drobnoziarniste oraz mułki. Bardzomały odsetek stanowi ił koloidalny (1,7% i 3,4%).

108


Fot. 1. Dziembowo. Zachodni fragment odsłonięcia. Wi-doczna cała sekwencja osadów: najniżej leżą piaski flu-wioglacjalne (A), w ich części stropowej – fragmentdużego fałdu (patrz fot. 4); nad piaskami zalega dolnaglina lodowcowa (B), która w części stropowej jest glinąz wytopienia; powyżej – seria żwirowo-piaszczysta z pa-kietami gliniastymi (C); w stropie sekwencji osadów wy-stępuje górna glina lodowcowa (D), subglacjalna znałożenia w spągu tego poziomu gliniastego

Cechy s t ruk tura lne – in te rpre tac ja : Całyzespół litofacjalny wskazuje na środowisko proksy-malnej części stożka fluwioglacjalnego, u jego nasa-dy, w bezpośredniej bliskości czoła lądolodu (Zieliń-ski 1992). Ławice żwirowe powstawały w etapachwezbrań ablacyjnych i reprezentują odsypy podłużnei pokrywy żwirowe koryt roztokowych. W strefach iokresach występowania przepływów o mniejszejenergetyce dochodziło do depozycji osadów drobno-i średnioziarnistych w warunkach piaszczystego dna.Odpływ wód zachodził w kierunku ENE oraz ESE.Do koryt dostarczane były pakiety osadów glinia-stych, zróżnicowanych pod względem wielkości – odkilku centymetrów szerokości i długości do 0,5 m sze-rokości i około 1 m długości. Zieliński (1992) depo-zycję osadów gliniastych zalicza do subaeralnychspływów glin glacjalnych, typu spływów kohezyjnych,które odpowiadają środowiskom sedymentacyjnymleżącym w bezpośredniej bliskości czoła lodu (w tzw.strefie krawędzi lodowej). W pakietach gliniastychnie zaobserwowano smugowania ani przewarstwieńpiaszczystych. Ponadto układają się mniej więcej wrównoległe poziomy. Ich przebieg naśladuje raczejwystępowanie płaszczyzn ślizgu, zapadających kupółnocy. Wśród osadów piasków drobnych opróczprzeważającej laminacji poziomej i smugowania wy-stępuje również laminacja przekątna, urozmaiconadeformacjami w postaci fałdów kolankowych i asy-metrycznych zygzaków. Powstały one w wyniku pły-nięcia osadów o innej gęstości w strefach o zróżnico-wanym stopniu anizotropowości (Brodzikowski,Cegła 1981, Brodzikowski 1984).

Żwiry, żwiry piaszczyste i piaski rozdzielające gli-ny lodowcowe mają prawdopodobnie swoją konty-nuację w kierunku wschodnim, gdzie w żwirownikoło Krzewiny rozpoznano serię o znacznej miąższo-ści. Odpływ wód zachodził w kierunku S oraz SW iSE. Przeważa warstwowanie przekątne, czasemprzekątne wsteczne. Wysokie wartości średniej śred-nicy ziarna wskazuje na wysokoenergetyczne prze-pływy kanałowe, tworzące w przeważającej mierzeodsypy poprzeczne. Słabe wysortowanie osadów

wskazują na bardzo zmienną dynamikę środowiskaprądowego. Osady te tworzą wąski pas, będąc śla-dem odpływu wód fluwioglacjalnych w kierunkupołudniowym.

109

Stratygrafia, geneza i wiek osadów lodowcowych Wysoczyzny Krajeńskiej w stanowisku Dziembowo

Fot. 3. Dziembowo. Od dołu fotografii: stropowy fragmentdolnej gliny lodowcowej (subfacja gliny z wytopienia);wyżej: żwiry i piaski oraz pakiety gliniaste; u góry foto-grafii: spągowy fragment górnej gliny lodowcowej (glinabazalna z nałożenia)

Fot. 2. Dziembowo. A : Fragment fałdu w piaskach fluwioglacjalnych pod dolną gliną. B: Jasnożółte mułki laminowane sza-rym iłem i bardzo drobnoziarnistym piaskiem

Cechy teksturalne i strukturalnegórnej gliny lodowcowej

Cechy teks turalne : Glina górna składa się w prze-ważającej mierze z piasków drobnoziarnistych (33%),frakcji pylastej (27%), piasku średnioziarnistego(17%). Ił koloidalny stanowi 8%. Wartość wskaźnikailastości wynosi tylko 0,092, a Mz – 0,1 mm. Wysorto-wanie osadu względem gliny dolnej jest zdecydowanielepsze ( – 1,92). Zawartość węglanu wapnia jest dużowyższa niż w glinie dolnej i wynosi 7–8%. Liczne sąwytrącenia węglanu wapnia w spękaniach, przeważniepionowych. W osadzie przeważają ziarna o obróbcetypu zarówno we frakcji drobniejszej, jak i grubszej(52% we frakcji 0,8–1,0 mm i 48% we frakcji 1,0–1,25mm). Ziarna typu niewiele ustępują udziałem ziar-nom typu , stanowiąc 42% i 46%. Najmniejszy udziałmają ziarna typu – 6% i 5%.

Orientac ja g łaz ików : Orientacja dłuższychosi klastów ma charakter bimodalny. Dominującymkierunkiem jest NE–SW, ze znacznym rozrzutemwokół tej linii. Duży rozrzut głazików potwierdzonyjest przez niską wartość współczynnika L (17%).Większość wydłużonych głazików zapada ku SW,czyli w stronę dystalną. Kąty zapadania są dosyć duże– 28% zapada w przedziale 20–30°, 22% w przedziale30–40°, a 26% w przedziale 40–50°. Z tego wynika, żeponad 70% klastów zapada pod kątem większym niż20°. Przyjmuje się, że większe nachylenie klastów wy-stępuje w glinach o większym nasyceniu wodą, którepowoduje wzrost lepkości osadu.

Cechy s t ruk tura lne : Ku stropowi górny dia-mikton przechodzi w bezstrukturalną masę glinia-sto-piaszczystą, o łącznej miąższości około 3 m (fot.1, 3). W spągu górnej gliny, o miąższości 1 m, widocz-ne są nieciągłe przewarstwienia piaszczysto-żwirowe.Miąższości ich wynoszą kilka centymetrów. Przewar-stwienia podobne są do uławicenia o dużym rytmie.Oprócz nich występują spękania, poziome, wyni-kające z większej zawartości części ilastych, a takżepowstające na skutek procesów zamarzania (Boul-ton, 1976). Poziomo układają się również wytrąceniaosadów żwirowych. Poza tymi elementami struktu-ralnymi diamikton jest osadem masywnym o rozpro-szonym matriksie (fot. 7.5). Jest to glina subglacjal-na. Za takim zaklasyfikowaniem przemawiająprzede wszystkim uławicenie, charakterystyczne dlatego typu glin (Ruszczyńska-Szenajch 1998), śladypo płaszczyznach ślizgu, większa węglanowość i wię-ksza zawartość iłu koloidalnego. Kontakt gliny lo-dowcowej jest kontaktem ostrym, z typowymi ele-mentami dynamicznymi (zadziory, zazębianie się zosadami podłoża itp.).

Skład pe t rogra f iczny obu g l in lodowco-wych : W składzie petrograficznym obu poziomówglin lodowcowych różnica dotyczy głównie stosunkuskał krystalicznych do wapieni paleozoicznych.Znacznie dominują one nad pozostałymi grupami.

W glinie dolnej skały krystaliczne przeważają aż ookoło 30% nad wapieniami. Średni udział skał kry-stalicznych wynosi 53%, a wapieni – 29%. W gliniegórnej przewaga skał krystalicznych nie jest aż takduża, bo ich udział wynosi 47%, a wapieni paleozo-icznych – 38%. Trzecią grupą są piaskowce i kwarcy-ty paleozoiczne i starsze – w glinie dolnej – 10,9%, wgórnej – 9,5%. Znaczny udział wśród wapieni pale-ozoicznych zarówno w glinie dolnej, jak i w górnejmają czerwone wapienie ordowickie. Kwarc po-chodzący z dezintegracji skał krystalicznych w gliniedolnej stanowi 2%, a w górnej tylko 0,8%. Udziałskał lokalnych jest zmienny – większy w glinie dolnej(średnio – 4,8%), mniejszy w glinie górnej (2,6%).Wśród tej grupy na uwagę zasługują jasne, małozwięzłe wapienie i margle, krzemienie i konkrecjefosforytowe. Tylko w glinie górnej wydzielono 2,6%dolomitów dewońskich. Obie serie gliniaste różniąsię stosunkiem procentowym skał krystalicznych dowapieni paleozoicznych. Z takiego składu petrogra-ficznego wynika rozkład wskaźników petrograficz-nych z niskim wskaźnikiem K/W względem O/K iA/B w glinie dolnej i wysokim K/W w glinie górnej.

Literatura

Boulton G.S., 1976. A genetic classification of tillsand criteria for distinguishing tills of different ori-gin. W: W. Stankowski (red.), Till – its genesis anddiagenesis, Geografia 12, Wyd. Nauk. UAM, Po-znań, s. 65–80.

Brodzikowski K., 1984. Deformacje metasedymenta-cyjne w osadach czwartorzędowych okolic Jaroszo-wa. Acta Uniw. Wratisl., 655: 17–55.

Brodzikowski K., Cegła J., 1981. Kink folding in un-consolidated Quaternary sediments. Rocznik Pol.Tow. Geol., 51: 63–82.

Pettersson G., 1998. Introduction to the Chodzież/Noteć area. W: L. Kasprzak (red.), Areal versusfrontal deglaciation of the vistulian ice sheet. In-tern. Union Quater. Research, GlacitectonicWorkgroup, UAM, Quater. Research Inst., s.70–75.

Pettersson G., 2002. Weichselian glaciations in themiddle Noteć River region, northwest Poland.LUNDQUA thesis, 47. Quaternarz Geologz, De-partament of Geologz, Lund University.

Ruszczyńska-Szejnajch H., 1998. Struktura glin lo-dowcowych jako istotny wskaźnik ich genezy. W: E.Mycielska-Dowgiałło (red.), Struktury sedymenta-cyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzę-dowych i ich wartość interpretacyjna. Wydz. Geo-gr. i St. Regional., UW, Warszawa, s. 13–40.

Zieliński T., 1992. Moreny czołowe Polski północ-no-wschodniej – osady i warunki sedymentacji.Prace Nauk. Uniw. Śląsk., 1325.

110



Geologia, stratygrafia i interpretacja genetycznaglin lodowcowych wzniesienia czołowomorenowego

w Wolsku Dolnym


Abstract: The outcrop in Wolsko Dolne is located in one of the hills ofWyrzysk Oscillacion end moraines. There were rec-ognized four complexes of glacial and glaciofluvial deposits. Glacial tills were identified with help of detailed lithofacialanalisys. There were recognized textural, structural features and petrographic composition of glacial tills

Key words: glacial tills, glaciofluvial deposits, texture, structure, petrographic composition of glacial tills, edn moraines hills

Wstęp

We wzniesieniu czołowomorenowym między Biało-śliwiem a Miasteczkiem Krajeńskim, w jego połud-niowej części sąsiadującej z pradoliną, jest stanowi-sko Wolsko Dolne.

Znajduje się ono w dużym odsłonięciu, na wyso-kości 65 m n.p.m. Odsłonięcie zlokalizowane jestna wschodnim zboczu dolinki erozyjnej, rozci-nającej wzgórze czołowomorenowe i biegnącej pro-stopadle do pradoliny. Występują tutaj cztery po-ziomy gliny lodowcowej rozdzielone piaskami iżwirami warstwowanymi poziomo lub przekątnieoraz osadami ilasto-pylastymi rytmicznie warstwo-wanymi w stropie. Wydzielono cztery kompleksyosadowe (ryc. 1).

I kompleks

Cechy teks tura lne i s t ruk tura lne : Najniżej za-lega dwudzielna glina lodowcowa o miąższości 170cm i zmiennych cechach teksturalno-strukturalnych.Dolny człon to ciemnobrunatna glina ilasta (Dmm),z poziomymi wytrąceniami piaszczysto-żwirowymi wczęści spągowej (Dmm/S(G)h(p)), oraz bardziejpiaszczysta (Dmm) w stropie (ryc. 1, fot. 1). Ku stro-powi zwiększa się ilość klastów oraz wytrąceń żwiro-wo-piaszczystych w postaci dużych, wydłużonych,nieregularnych soczewek.

Nad gliną zalegają piaski drobnoziarniste, war-stwowane poziomo (Sh), zazębiające się zadzioramiz gliną leżącą niżej i powyżej. Całość zamyka górna,ciemnobrązowa glina lodowcowa, o drobnym spęka-niu (Dmm), ilasta w spągu, a piaszczysta w częścistropowej. W spągu zaznaczają się lekko faliste un-dulacje (fot. 1).

Orientac ja g łaz ików : Orientacja dłuższychosi okruchów skalnych w glinie dolnej wykazujeukierunkowanie NE–SW, z dużym ich rozrzutem.Przewagę mają głaziki o nachyleniu w stronę dy-stalną (SW), zgodną z ruchem mas lodowych. Kąt za-padania długiej osi klastów jest niewielki, największykąt upadu wynosi 20°, przeważają klasy nachylone pokątem 0–10°. Tak małymi kątami zapadania klastów,zgodnymi z kierunkiem ruchu ośrodka transpor-tującego, odznaczają się osady, które podczas depo-zycji stawiały mały opór wewnętrzny oraz miały więk-szą gęstość objętościową wynikającą ze stopniawilgotności i porowatości.

Wszystkie cechy diagnostyczne występujące w gli-nie dolnej, takie jak soczewki i przewarstwienia pia-sków i żwirów warstwowanych poziomo, rzadziejprzekątnie, traktowane są jako wypełnienia przepły-wowych kanałów wewnątrz lodu lodowcowego(Stankowski 1996) bądź osadzone przez wody pły-nące kanałami w jeszcze częściowo przemarzniętejmasie lodowo-morenowej (Ruszczyńska-Szenajch,1998); wyraźnie bimodalna orientacja podłużnychgłazików, miejscami występująca struktura warstwo-

111

wa bez śladów spływania grawitacyjnego (Kasprzak1988) pokrywają się z cechami diagnostycznymi po-dawanymi w literaturze dla glin z wytopienia (Boul-ton 1970a, b, Lawson 1979, Kasprzak 1988, Ruszczyń-ska-Szenajch 1991, 1998, Liszkowski 1996, Stankow-ski 1996). Obecność wkładek piaszczystych o zacho-wanej strukturze stanowi jedno z ważniejszych kryte-riów diagnostycznych dla subglacjalnych glin zwytopienia (Eyles i in. 1983).

Górna glina lodowcowa ma cienkie warstewkipiaszczyste, które nadają jej w niektórych miejscachcechy glin spływowych o charakterze wstęgowym(Kasprzak, Kozarski 1984).

I kompleks składa się z subglacjalnej gliny z wyto-pienia, oddzielonej osadami fluwioglacjalnymi bar-dzo małej miąższości, oraz z kończącej ten kompleksgliny spływowej również bardzo małej miąższości.

II kompleks

Bezpośrednio na glinie spływowej znajduje się war-stwa żwiru średniego, warstwowanego przekątnie

(G(S)p), ponad którym leży warstwa piasku drobno-ziarnistego, warstwowanego poziomo (Sh) (ryc. 1,fot. 2). Warstwy mają około 20 cm miąższość. Tegotypu następstwo litofacji jest charakterystyczne (Zie-liński 1998) dla rzek roztokowych, o piaszczystymdnie. Przechodzenie osadów w pionie od osadów

112


Fot. 1. Wolsko Dolne. Glina lodowcowa i piaski I kom-pleksu osadowego. Widoczne drobne, nieregularnewytrącenia piaszczyste w glinie, undulacje na kontakciegliny z piaskami

Ryc. 1. Osady lodowcowe i wodnolodowcowe w stanowisko Wolsko Dolne1 – glina lodowcowa, 2 – piaski, 3 – iły warwowe

Fot. 2. Wolsko Dolne. Dolna część fotografii – stropowyfragment I kompleksu osadowego: glina z wytopienia iglina spływowa rozdzielone cienką serią piaszczystą.Środek fotografii – osady fluwioglacjalne: żwir warstwo-

żwirowych z domieszką piasku, warstwowanychprzekątnie, przez piasek średnioziarnisty, do drob-nego warstwowanego horyzontalnie (G(S)p Sh)uważana jest za typowe dla odsypów poprzecznych,charakteryzujących się cyklami malejącej średnicyziarna. Zmniejszanie się wielkości ziarna wskazujerównież na zmniejszającą się energetykę środowiskaprądowego.

III kompleks

Ponad kompleksem piasków i żwirów fluwioglacjal-nych (G(S)p/Sh) znajduje się kompleks o łącznejmiąższości około 180 cm, na który składają się trzyelementy (ryc. 1, fot. 2, 3).

Najniższym elementem jest dolna glina piaszczy-sta, jasnobrązowa, mająca liczne bardzo drobneprzewarstwienia piaszczyste w spągu (Dmm).

W środku znajduje się 30–40 cm warstwa piaskówśrednio- i gruboziarnistych, z domieszką żwiru śred-nio- i gruboziarnistego, warstwowanych poziomo,miejscami faliście i przekątnie (Sh(w/p)/G(S)h (w/p)).

Strop stanowi górna glina również piaszczysta ogrubo-bloczkowym spękaniu (Dms), z licznymi kli-no-podobnymi strukturami w spągu. Obie gliny mająmniej więcej taką samą miąższość, tzn. około 50–60cm.

Cechy teks tura lne i s t ruk tura lne : Obie gli-ny lodowcowe mają podobne cechy tekstural-no-strukturalne, zwłaszcza: przewagę frakcji piasz-czystej (50%), w tym drobnopiaszczystej (35%). Nafrakcję pylastą przypada 20%, a ilastą 13%. Wska-źnik ilastości oscyluje wokół wartości 0,12. Zawar-tość węglanu wapnia wynosi około 7%. Kontakt zpodłożem jest niezgodny. Cienka spągowa warstwawzbogacona we frakcje piaszczyste jest przejaweminkorporacji materiału podłoża, tworząc tzw. strefę

mylonityzacji (Kozarski, Kasprzak, 1992). Liczniewystępują również struktury klinopodobne. Te cechypozwalają zaklasyfikować je jako glinę bazalną z na-łożenia. Dominacja frakcji drobnopiaszczystych i py-lastych, przy mniejszej zawartości frakcji ilastych i iłukoloidalnego, wynika z reżimu termiczno-hydrolo-gicznego w stopie lądolodu, w którym przy znacznymoddaleniu od strefy czołowej lądolodu mogły domi-nować warunki termiczne oscylujące wokół 0°C, cha-rakterystyczne dla tzw. lodowców ciepłych.

Orientac ja g łaz ików : Orientacja osi klastóww dolnej glinie lodowcowej wykazuje bimodalnyrozkład. Kierunek główny ma orientację NE–SW, zprzewagą okruchów skalnych o inklinacji w kierunkuSW, czyli w stronę dystalną. Natomiast część klastówma ułożenie prostopadłe do kierunku głównego, tj.NW–SE, gdzie liczba głazików zapadających ku NWjest prawie identyczna z liczbą głazików zapada-jących ku SE. Kąt upadu głazików podłużnych jestniewielki, od 10 do 20°. Bimodalne ułożenie klastów,które często preferowane jest jako wskaźnikowe dlaglin ablacyjnych bądź gliny z wytopienia (Kasprzak,Kozarski 1984, Klatkowa 1992, Liszkowski 1996,Stankowski 1996), w glinach bazalnych z nałożeniamoże wynikać ze stopnia nawodnienia osadu (Boul-ton 1975, Ruszczyńska-Szenajch 1998) bądź defor-macji miękkiego podłoża (Hart, Boulton 1991, Hart1994). Poza tym procesy erozyjno-egzaracyjne pod-czas transportu bazalnego i odkładania prowadzą dopowstania bimodalnego, a nawet do multimodalne-go rozkładu uziarnienia gliny lodowcowej (Dreima-nis, Vagners 1971).

Seria piaszczysto-żwirowa zazębia się z niżej i po-wyżej leżącymi glinami (ryc. 1, fot. 3). Wyklinowujesię ku południowi, stanowiąc w południowym końcuodsłonięcia jedynie cienką warstwę piaszczystą, przy-czyniając się do uławicenia gliny lodowcowej. Słabewysortowanie, dominacja grubych i średnich frakcji,zazębianie się z osadami gliniastymi jest wynikiembardzo nagłych zmian w środowisku depozycyjnym,ze znacznym wzrostem energetyki środowiskaprądowego. Transport wodny może również wystę-pować w strefie kontaktowej podłoża z masami lodo-wymi, gdzie przemieszczanie wody zachodzi pozio-mo zgodnie z prawem Darcy’ego, deformującjednocześnie osady (Murray 1994). Woda usuwanajest w kierunku strefy marginalnej przez podście-lające warstwy wodonośne (Alley 1989). Gdy pod lo-dem występuje nieprzepuszczalne podłoże, odpływzachodzi w kanałach tworzących sieć spękań orazjako cienki spływ warstwowy (Murray 1994).

IV kompleks

Ponad gliną z nałożenia zajmującą najwyższą pozycjęw prezentowanym odsłonięciu (ryc. 4) zalegają osadyilasto-pylaste rytmicznie warstwowane, o brunatnym

113

Geologia, stratygrafia i interpretacja genetyczna glin lodowcowych wzniesienia czołowomorenowego w Wolsku Dolnym

Fot. 3. Wolsko Dolne. U dołu fotografii: osady fluwiogla-cjalne: żwir warstwowany przekątnie, drobnoziarnistypiasek warstwowany horyzontalnie. Powyżej: glina lo-dowcowa dolna III kompleksu osadowego. Wyżej: górnaglina lodowcowa, tego samego kompleksu osadowego.Między glinami – piasek grubo- i średnioziarnisty ze żwi-rem

kolorze lamin ciemnych. Przykryte są gliną omiąższości około 2 m. Iły warwowe i wyżej leżąca gli-na z uwagi na brak dostępu nie były badane. Iły war-wowe, podobne do występujących w stanowiskuWolsko Dolne, stwierdzono również na stanowis-kach Krostkowo i Dębówko Nowe.

Skład pe t rogra f iczny g l in lodowcowych ws tanowisku Wolsko Dolne : Dominującymi gru-pami petrograficznymi są skały krystaliczne północ-ne (przeciętnie 50%) oraz wapienie paleozoiczne(średnio 38%).

W glinie z wytopienia kompleksu I skały krysta-liczne stanowią większość (51%). Wapieni paleozo-icznych jest około 36%. Wyodrębniono z nich kilkasztuk czerwonych wapieni ordowickich. Ilość pia-skowców i kwarcytów paleozoicznych i starszychwaha się w przedziale 6,3–8,7%. Północne dolomitydewońskie stanowią niewielki odsetek, rzędu 1%.Udział skał lokalnych jest też niewielki, bo 2,4–5,7%,wśród których zauważono piaskowce mezozoiczne ikenozioczne, krzemienie (0,3–2,0%), konkrecje fos-forytowe, wapienie lokalne, z czarno-zielonkawymiwytrąceniami glaukonitu.

Skład petrograficzny frakcji żwirowej w obu gli-nach z nałożenia, występujących w trzecim komplek-sie osadowym, jest podobny. W glinie dolnej udziałskał krystalicznych i wapieni paleozoicznych jestrówny – po 44%. Piaskowce paleozoiczne stanowią5,9%. Udział skał lokalnych wynosi 4,5%. Jedyniekrzemienie i kwarc stanowią po 1,5%. W glinie gór-nej przeważają skały krystaliczne (51%). Ilość wapie-ni paleozoicznych wynosi 41%, piaskowców paleozo-icznych – 5,2%, skały lokalne stanowią 2,7%, kwarc –0,6%, a krzemienie – 1,0%. W glinach lodowcowychtrzeciego kompleksu nie zaobserwowano dolomitówpółnocnych.

Wynikiem tak prezentującego się składu petro-graficznego są otrzymane na tej podstawie wartościwskaźników petrograficznych, wśród których zdecy-dowanie wyróżniają się wskaźniki petrograficzne ob-liczone dla dolnej gliny z nałożenia w trzecim kom-pleksie. Mniejsza wartość wskaźnika K/W wstosunku do O/K i A/B wynika z równego udziałuskał krystalicznych i wapieni paleozoicznych.

Literatura

Alley R.B., 1989. Water-pressure coupling of slidingand bed deformation. I. Water system. Journ. Gla-ciol., 119: 108–119.

Boulton G.S., 1970 a. On the deposition of subglacialand melt-out tills at the margins of certain Sval-bard glaciers. Journ. Glaciol., 9: 231–245.

Boulton G.S., 1970 b. On the origin and transport ofenglacial debris in Svalbard glaciers. Journ. Gla-ciol., 9: 213–230.

Boulton G.S., 1975. Processes and patterns of sub-glacial sedimentation: A theoretical approach. W:A.E. Wright, F. Moseley (red.), Ice Ages: Ancientand modern. Geol. Journ., SI, 6: 7–42.

Dreimanis A., Vagners U.J., 1971. Bimodel distribu-tion of rock and mineral fragments in basal tills. W:R.P. Goldthwait (red.), Till: a symposium, Ohio St.Iniv. Press, s. 237–250.

Hart J.K., 1994. Proglacial glaciotectonic deforma-tion at Melabakkar – Asbakkar, West Iceland. Bo-reas, 23: 112–121.

Hart J.K., Boulton G.S., 1991. The interrelation ofglaciotectonic and glaciodepositional processeswithin the glacial environment. Quatern. Sc. Rev.,10: 335–350.

Kasprzak L., 1988. Dyferencjacja mechanizmów for-mowania stref marginalnych faz leszczyńskiej i po-znańskiej ostatniego zlodowacenia na NizinieWielkopolskiej. PAN, Dokumentacja Geologicz-na, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospo-darowania, 5–6.

Kasprzak L., Kozarski S., 1984. Analiza facjalna osa-dów strefy marginalnej fazy poznańskiej ostatnie-go zlodowacenia w środkowej Wielkopolsce. Wyd.Nauk. UAM, seria Geografia, 29.

Klatkowa H., 1992. Niektóre wskaźniki kierunkówtransportu lodowego w środkowej Polsce i ichprzydatność do wyróżnień facjalnych i stratygra-ficznych oraz rekonstrukcji paleogeograficznych.Acta Geogr. Lodz., 63: 39–79.

Kozarski S., Kasprzak L., 1992. Glacidynamometa-morfoza osadów nieskonsolidowanych w makro imezoglacitektonitach Niziny Wielkopolskiej.Przegl. Geogr., 64, 1–2: 95–119.

Lawson D., 1979. Sedimentological analysis of theMatanuska Glacier, Alaska. CRREL Report 79–9.

Liszkowski J., 1996. Cechy diagnostyczne oraz typo-we sekwencje subfacji glin morenowych vistulianuśrodkowej Wielkopolski. Geologos, 1: 159–174.

Murray T., 1994. Glacial deformation. W: A. Malt-man (red.), The geological deformation of sedi-ments. Chapman & Hall, s. 73–94.

Ruszczyńska-Szejnajch H., 1998. Struktura glin lo-dowcowych jako istotny wskaźnik ich genezy. W: E.Mycielska-Dowgiałło (red.), Struktury sedymenta-cyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzę-dowych i ich wartość interpretacyjna. Wydz. Geo-gr. i St. Regional., UW, Warszawa, s. 13–40.

Stankowski W., 1996. Podstawowe facje glin more-nowych oraz kryteria ich wyróżniania. Geologos, 1:149–157.

Zieliński T., 1998. Litofacjalna identyfikacja osadówrzecznych. W: E. Mycielska-Dowgiałło (red.),Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne wosadach czwartorzędowych i ich wartość interpre-tacyjna. Wydz. Geogr. i St. Regional., UW, War-szawa, s. 193–257.

114



Budowa wewnętrzna moreny czołowej glacitektoniczniespiętrzonej kompleksu Dębowej Góry

– stanowisko Krostkowko


Abstract: The outcrop in Krostkowo, located in the western part of Dębowa Góra (Oak Mountain) Complex – the highestpoint of Wyrzysk Oscillacion end moraines. There were recognized two till layers, with glacitectonic disturbances, dividedoutwash deposits with glacial tills incorporations. There were recognized textural, structural features and petrographic com-position of glacial tills.

Key words: glacial tills, glaciofluvial deposits, texture, structure, petrographic composition of glacial tills, glacitectonic dis-turbances, end moraines hills

Wstęp

Odsłonięcie Krostkowo położone jest na południo-wo-zachodnim krańcu kompleksu Dębowej Góry, narzędnej około 150 m n.p.m., tj. 50–60 m ponad pozio-mem wysoczyznowym. Żwirownia rozcina jedno zewzniesień kompleksu Dębowej Góry. Pozwala onarozpoznać sekwencję osadów o miąższości około 20m (ryc. 1).

Najniższy dostępny do badań zespół litofacjalny(ryc. 1A) stanowią średnie i drobne żwiry z do-mieszką piasku średniego, masywne (G(S)m); piaskiśrednie i drobne z drobnym żwirem, masywne(S(G)m); piaski drobne wykazujące ślady delikatne-go smugowania poziomego (Sm(h)) oraz wytrąceniagliniasto-ilaste w postaci drobnych soczewek, o nie-wyraźnym warstwowaniu poziomym (Dm(FSh)).Zakłócone są one siecią drobnych uskoków homote-tycznych normalnych (Jaroszewski 1974, Dadlez, Ja-roszewski 1994) oraz klinopodobnymi inkorporacja-mi gliny lodowcowej.

Następnym zespołem litofacjalnym jest masyw-na (dolna) glina lodowcowa (Dmm/Dms/SGm(f))(ryc. 1B). W jej spągu wyraźnie zaznacza się smugo-wanie piaszczyste, a w części środkowej piaszczystesoczewki.

Wyżej występuje zespół warstwowanych horyzon-talnie drobno- i średnioziarnistych żwirów i żwirów

rozproszonych w piaszczystym matriksie (GSh) (ryc.1); nad nim leży zespół litofacjalny (Sh,Fh), któryskłada się z piasków drobno- i średnioziarnistych la-minowanych poziomo, miejscami smugowany, ze śla-dami niskoenergetycznej turbulencji, zestaw masyw-nych piasków ze żwirem i żwirów piaszczystychwarstwowanych przekątnie, niskokątowo(SGm,G(S)l) oraz zespół średnio- i gruboziarnistychżwirów i piasków warstwowanych przekątnie (GSp,Gp,S(G)p).

Ponad tymi zespołami litofacjalnymi zalega (środ-kowa) glina lodowcowa (Dms(r),SFh)) (ryc. 1B).

Nad gliną zaobserwowano trzy zespoły liofacjal-ne: S(G)m,Sm, Sh(FSh) i Sm(h), składające sięgłównie z drobnoziarnistych piasków ze żwirem ma-sywnym oraz piasków masywnych, gdzie miejscamizachodziła depozycja z zawiesiny (SFh), oraz piaskudrobnoziarnistego z domieszką frakcji pylastej, war-stwowane horyzontalnie, miejscami o masywnejstrukturze.

Powyżej leży dwudzielna, górna glina lodowcowa(Dms, Dmm) (ryc. 1C).

Górną glinę lodowcową przykrywa ostatnia wanalizowanym profilu seria piaszczysto-żwirowa,składająca się z zespołów litofacjalnych: Gm/GSh(m)/Gh(m), Gm(GSm), Sh/Sp(l)[Sh(r)(Fh)], Gp(SGp/Gh) z akcesorycznie występującymi piaskamibardzo drobnymi z mułkami o bardzo delikatnym

115

warstwowaniu riplemarkowym (SFr). Zespoły litofa-cjalne Gm/GSh(m)/Gh(m) i Gm(GSm) charaktery-zują się masywną strukturą, miejscami przechodzącąw warstwowanie poziome, ze sporadycznie wystę-pującą imbrykacją otoczaków. Natomiast Sh/Sp(l)[Sh(r)(Fh)] składają się z mułków piaszczystychlaminowanych poziomo SFh oraz piasków drobno-ziarnistych laminowanych poziomo, miejscami riple-markowo. Ostatnia seria Gp(SGp/Gh) to osady wy-kazujące ponowny wzrost średnicy ziarna. Są nimigłównie średnio- i gruboziarniste żwiry z domieszkąpiasku, warstwowane poziomo.

Cechy teksturalne i strukturalneosadów fluwioglacjalnych

Uziarnienie serii osadów fluwioglacjalnych w przed-stawionym wyżej profilu jest bardzo zróżnicowane.Najmniejszą średnicę ziarna Mz wynoszącą minimal-nie 0,01 mm zaobserwowano w zespole litofacjalnymFSh, występującym między środkową i górną glinąlodowcową. Największą średnią średnicę ziarna mająwarstwowane przekątnie żwiry i piaskiGSp,Gp,S(G)p, leżące między gliną dolną i środ-kową, dla których maksymalna wartość Mz wynosi2,14 mm.

Osady zespołów litofacjalnych S(G)m, Sm(h) iDm(FSh), podścielających dolną glinę lodowcowącharakteryzują się wzbogaceniem we frakcje grubo-ziarniste (średnia wartość Mz wynosi 0,69 mm),zwłaszcza w serii piaszczysto-żwirowej zalegającejbezpośrednio pod gliną, gdzie Mz wynosi 1,54 mm.Zespoły występujące pomiędzy dolną gliną lodow-cową a środkową cechują się jeszcze średnią średnicąziarna Mz wynoszącą 0,85 mm, a maksymalnie 1,74mm w zespole litofacjalnym SGm/G(S)l. W skład na-

stępnych zespołów litofacjalnych, tj. S(G)m,Sm(SFh) i Sm(h) (między środkową i górną gliną),wchodzi przede wszystkim piasek drobnoziarnisty,dla którego wartości średnie Mz zawierają się w prze-dziale 0,03–0,43 mm. W osadach zamykających całąsekwencję (Gm/GSh(m), Gm(GSm), Sh/Sp(l),Gp(SGp/Gh)) dominują ziarna piasku gruboziarni-stego (Mz: 0,62 mm), z domieszką piasku drobno- iśrednioziarnistego, a także żwirów.

We wszystkich zespołach litofacjalnych zaobser-wowano tendencję do zwiększania się średnicy ziar-na w osadach bezpośrednio podścielających gliny lo-dowcowe.

Wysortowanie osadów d jest słabe i zawiera się wprzedziale 1,2–3,48, spadając od spągu sekwencji kujej stropowi. Najlepszym wysortowaniem cechują sięosady drobnoziarniste SFh, między gliną środkową igórną. Natomiast najsłabszym – osady piaszczy-sto-żwirowe Gm/GSh(m) leżące nad górną gliną.

Analiza obróbki ziarna kwarcowego we frakcji1,0–1,25 mm i 0,8–1,0 mm wykazała, że we wszyst-kich wymienionych litofacjach dominują typy i , anajmniejszy udział mają ziarna typu . Zauważono,że w piaskach gruboziarnistych zaznacza się przewa-ga ziarn typu nad pozostałymi typami. Osady gru-boziarniste przeważnie podścielają osady gliniaste,dlatego też w poszczególnych zespołach litofacjal-nych zauważa się tendencję do zwiększania się stop-nia obróbki ziarn kwarcu w osadach leżących tuż podglinami. Natomiast w osadach drobniejszych częstominimalną przewagę nad ziarnami typu uzyskująziarna typu .

Zawartość węglanu wapnia wynosi około 4%; mi-nimalnie – 1,3%, maksymalnie – 10,5%. Największyudział CaCO3 zanotowano w drobnoziarnistych ze-społach S(G)m, Sm(SFh), Sh(FSh), znajdujących sięmiędzy środkową i górną gliną lodowcową. Naj-

116


Ryc. 1. Osady lodowcowe i wodnolodowcowe w stanowisku Krostkowo1 – glina lodowcowa, 2 – piasek drobnoziarnisty, 3 – piasek średnioziarnisty, 4 – piasek gruboziarnisty, 5 – mułki, 6 – kamienie i żwir gruby;A, B, C – gliny lodowcowe; 1–7 – diagramy rozetowe orientacji dłuższych osi klastów

mniejszą zawartość CaCO3 mają osady gruboziarni-ste spoczywające na górnej glinie (śr. – 2,75%).

In te rpre tac ja : Zespoły litofacjalne G(S)m,S(G)m, Sm(h), Dm(FSh) podścielające dolną glinęlodowcową (ryc. 1A) świadczą według Zielińskiego(1993) o krótkim transporcie w bliskim sąsiedztwiestoków lodowych. Ich depozycja zachodziła w płyt-kich, słabo zorganizowanych korytach o wysokimprzeciążeniu wód materiałem mineralnym. Lokalnienastępowała niskoenergetyczna depozycja, repre-zentująca strefę spływów kohezyjnych (Dm(FSh)).

Osady leżące ponad dolną gliną to przede wszyst-kim pozostałości po korytach roztokowych, nisko-energetycznych, z okresami stagnacji wód (Sh,Fh) iwezbrań ablacyjnych (SGm,G(S)l)), a także płytkich,szerokich i wysokoenergetycznych, z poprzecznymiodsypami (GSp,Gp,S(G)p) (Zieliński 1992, 1993).Jedynie zespół (GSh) interpretowany jest przezMialla (1973) i Zielińskiego (1993) jako żwirowe od-sypy podłużne. Tworzone były w czasie wysokoener-getycznych wezbrań ablacyjnych, zbliżonych do zale-wów warstwowych.

Drobnoziarniste zespoły litofacjalne (S(G)m, Sm)leżące powyżej środkowej gliny są efektem spływówgrawitacyjnych w pobliżu ścian lodowych (Zieliński1993). Natomiast zespoły litofacjalne (Sh,Fh i Sm(h))charakterystyczne są dla długotrwałych przepływówkanałowych, często w wodach znacznie obciążonychosadem (Sm(h)) (Zieliński 1992).

Przykrywające glinę górną osady są dowodem du-żej zmienności dynamiki środowiska depozycyjnego,w bliskim sąsiedztwie mas lodowych. Depozycja ze-społów litofacjalnych Gm/GSh(m)/Gh(m) iGm(GSm) zachodziła w proksymalnych korytachroztokowych ze żwirowymi odsypami podłużnymi,będąc częściowo pozostałością bruków kanałowych(Zieliński 1993). Spadek energii środowiska depozy-cyjnego spowodował sedymentację osadówSh/Sp(l)[Sh(r)(Fh)] w rozległych i płytkich korytachroztokowych o płaskim dnie, z okresami stagnacjiwód (SFh). Odzwierciedleniem katastrofalnych wez-brań ablacyjnych jest zestaw litofacjalnyGp(SGp/Gh).

Cechy teksturalne i strukturalne glinlodowcowych

Dolny gliniasty zespół litofacjalny Dmm/Dms, omiąższości prawie 5 m, składa się z dwóch poziomówglin, rozdzielonych 0,8 m serią piaszczysto-żwirową(SGm(f)) (ryc. 1A). Spągowy człon zespołu stanowijasnobrunatna, homogeniczna glina, o miąższościokoło 3 m. Stropowy człon to ciemnobrązowy osadgliniasty, miąższości 1,0–1,2 m. Seria rozdzielającagliny lodowcowe to jasny żwir i piasek średnio- i gru-boziarnisty, smugowany, a miejscami delikatnie war-stwowany.

Środkowy gliniasty zespół litofacjalny (Dms(r),(SFh)) to osad o drobnoziarnistym tle, noszący śladyredepozycji (Dms(r)) (ryc. 1B) oraz cechujący sięznacznym zróżnicowaniem litofacjalnym.

Natomiast glina górna (Dmm/Dms) jasno-bru-natna, o piaszczystym tle, ma 4,5–5 m miąższości.

Cechy teks tura lne : Osady gliniaste dolnegozespołu litofacjalnego Dmm/Dms charakteryzują siędużym udziałem frakcji drobnopiaszczystej. Średni-ca ziarn maleje ku stropowi. Wskaźnik ilastości (I)osiąga w spągu wartość 0,083, zaś w stropie zespołulitofacjalnego 0,15; średnio 0,11. Wysortowanie osa-du jest słabe; d osiąga 2,59 phi.

Środkowa glina lodowcowa Dms(r) jest osadem zprzewagą piasku drobno- i średnioziarnistego. War-tości wskaźnika ilastości (I) są niskie i wynoszą – min:0,059, maks: 0,146, średnio: 0,083. Ziarna drobniej-sze przeważają w części spągowej. Wysortowanieosadu jest również słabe; d wynosi około 2,72 phi.

W górnym gliniastym zespole litofacjalnymDms/Dmm dominuje frakcja piasku średnio- i drob-noziarnistego, ze zwiększonym udziałem frakcjigrubszych. Wartości wskaźnika ilastości (I) osiągająmin.: 0,054, maks.: 0,125, średnio: 0,062. W strefiekontaktowej gliny z osadami ją podścielającymi za-znacza się zwiększony udział frakcji piasku średnio-ziarnistego z domieszką gruboziarnistego. Wysorto-wanie osadu jest słabe, wynosi około 2,22 phi, lecznajlepsze w porównaniu z dwoma niżej leżącymi gli-nami.

Zawartość węglanu wapnia we wszystkichtrzech gliniastych zespołach litofacjalnych utrzymujesię na podobnym poziomie. Najniższym udziałemCaCO3 charakteryzuje się glina dolna (śr. 5,75%), anajwyższym – glina górna (śr. 6,52%); glina środko-wa zaś – pośrednią zawartością (śr. 5,9%).

Obróbka ziarna kwarcowego: We wszystkichtrzech glinach lodowcowych, we frakcjach 0,8–1,0mm i 1,0–1,25 mm, przewagę ma typ b. Mniejszymudziałem, lecz także utrzymującym się na wysokimpoziomie, charakteryzuje się typ a, a najmniejszym –typ g. W dolnej i środkowej glinie przewaga ziarnatypu b nad a nie jest bardzo duża. We wszystkich gli-nach zaznacza się, zwłaszcza w częściach stropowych,wzrost liczebności ziarn typu a, a spadek ziarn typu b.

Skład petrograficzny: Najliczniejszymi grupa-mi petrograficznymi są skandynawskie skały krysta-liczne, wapienie paleozoiczne oraz piaskowce i kwar-cyty paleozoiczne i starsze.

W glinie dolnej skały krystaliczne stanowią wspągu 53%, a w stropie 41%. Ilość wapieni paleozo-icznych oscyluje mniej więcej wokół 30–32% w całymprofilu. Piaskowców i kwarcytów paleozoicznych jestod około 9% w spągu do 21% w części stropowej. Nauwagę zasługuje znaczna ilość kwarcu pochodzącegoz dezintegracji skał krystalicznych (średnio 3,6%),którego zwiększony udział (4,2 i 4,9%) zaobserwo-wano w środkowej części gliny. Taki obraz składu pe-

117

Budowa wewnętrzna moreny czołowej glacitektonicznie spiętrzonej kompleksu Dębowej Góry – stanowisko Krostkowko

trograficznego jest prawdopodobnie wynikiem do-stawy materiału z powierzchni ślizgu bądź efektemwymieszania spągowych partii gliny z zalegającymponiżej fluwioglacjałem, co jest uważane przezGórską (1997) za charakterystyczne dla strefy mylo-nityzacji. Zaobserwowano po kilka sztuk (maks. 10)czerwonego wapienia paleozoicznego. Skały lokalnestanowią najmniejszy odsetek, średnio 2,1%. Wśródnich zauważono niewielkie ilości wapieni i margli,głównie mezozoicznych, krzemieni, piaskowców me-zozoicznych i kenozoicznych oraz konkrecji fosfory-towych. Z wyjątkiem spągu gliny wskaźnik K/W mawyższe wartości od pozostałych, tj. O/K i A/B. Pozatym ku stropowi wartości wskaźnika K/W wzrastają.

W środkowej glinie średnia zawartość skał krysta-licznych wynosi 47,8%, a wapieni paleozoicznych37,4%. Wyraźnie rysuje się, podobnie jak w niżejleżącej glinie dolnej, spadek zawartości okruchówskał krystalicznych od spągu ku stropowi oraz wzrostilości wapieni paleozoicznych. Odnotowano obec-ność czerwonych wapieni ordowickich. Na skałylokalne przypada 2,3%. W dwóch próbkach nie za-uważono ani jednego składnika lokalnego. Do za-prezentowanych wyników należy podejść jednak zdużą ostrożnością, ponieważ nie udało się uzyskaćodpowiedniej ilości okruchów skalnych. Wartościwskaźników petrograficznych przyjmują podobnetendencje jak w glinie dolnej. W większości próbekwskaźnik K/W ma wyższe wartości od pozostałychwskaźników.

W glinie górnej skały krystaliczne stanowią śred-nio 47%, wapienie paleozoiczne 38%, natomiast pia-skowce i kwarcyty 7,5–12,8%. Wśród wapieni paleo-zoicznych zauważono czerwone wapienieordowickie. W próbkach z tej gliny wydzielono dolo-mity dewońskie, których dotychczas nie zaobserwo-wano. Ich zawartość waha się w przedziale 1,0–2,1%(maks.: 2,7%). Poza tym spory udział mają piaskow-ce i kwarcyty paleozoiczne i starsze, wynoszący7–12,8% (maks.: 14%). Odnotowano niewielki pro-centowy 1,3–1,9% udział kwarcu pochodzącego zdezintegracji skał krystalicznych. Udział czynnika lo-kalnego jest również niewielki, w granicach0,5–2,6%, w którego skład wchodzą przede wszyst-kim konkrecje fosforanowe, wapienie i margle, głów-nie mezozoiczne, piaskowce mezozoiczne i keno-zoiczne. Wskaźniki petrograficzne przyjmują różnewartości. Generalnie jednak wskaźnik K/W ma nie-wielką przewagę nad pozostałymi O/K i A/B.

Orientacja głaz ików : Dolny gliniasty zespół li-tofacjalny Dmm/Dms składa się z dwóch glin lodow-cowych, jak to wcześniej zasygnaliowano (ryc. 1A).

W spągowej części serii dolnej dominuje kierunekNW–SE z drugim prostopadłym kierunkiem pod-rzędnym (ryc. 1, diagram 7). Długie osie okruchówklastów wykazują dużą koncentrację wzdłuż obu kie-runków, co potwierdzone jest wysoką wartością wek-tora wypadkowego L = 56%. Według Klatkowej

(1992) świadczy to o dużej koncentracji osi wydłu-żonych głazików wzdłuż jednego dominującegokierunku. Większość wydłużonych klastów zapadazarówno w stronę proksymalną, jak i dystalną. Kątzapadania osi długich okruchów skalnych zawartyjest w przedziale 0–50° z dominacją nachylenia wprzedziałach 0–10° (największy udział) oraz 30–50°.

W stropowej glinie lodowcowej tego zespołu lito-facjalnego ułożenie długich osi klastów wykazuje zu-pełnie odmienną orientację (ryc. 1, diagram 6). Jedy-nym dominującym kierunkiem jest NE, z dużymrozrzutem dłuższych osi klastów w przedziale 0–70°,z wyraźną dominacją przedziału 30–40°. Wartośćwektora wypadkowego L wynosi 19%. Zaobserwo-wano tendencje do zapadania długich osi okruchówskalnych w stronę proksymalną, tj. w kierunku zgod-nym do przyjmowanego ruchu lądolodu. Kąty zapa-dania długich osi klastów w tym przypadku równieżzawierają się w przedziale 0–40°, z wyraźną domina-cją klastów zapadających pod kątem 30–40°.

W środkowym zespole litofacjalnym Dms(r)orientacja dłuższej osi klastów pomierzona zostałana dwóch poletkach testowych (ryc. 1, diagramy 4 i5). Na obu dłuższe osie klastów mieszczą się w sekto-rze 0–90°, z dominującym kierunkiem NE (40–60°).Wartości współczynnika L wynoszą 23% i 24%. Wię-kszość głazików, ułożonych wzdłuż kierunkuNE–SW, zapada ku NE, w stronę proksymalną, tj. kulądolodowi, a tylko 16% zapada w stronę dystalną.Kąt zapadania w pierwszym punkcie badawczymwaha się w przedziale 0–60°. Największy odsetek (ok.28%) stanowią okruchy zapadające pod kątem 0–10°i 15% w przedziale kątowym 50–60° (ryc. 1, diagram4). W drugim punkcie badawczym (ryc. 1, diagram 5)mieści się on w przedziale 0–50°, przy czym 60% kla-stów zapada pod kątem mieszczącym się w przedzia-le 0–20°. Inklinacja dłuższej osi klastów wykazujeduże zróżnicowanie. Wyraźnie zaznacza się równieżpoprzeczny kierunek orientacji dłuższej osi klastówNW–SE, z ilością około 20% populacji.

W górnym zespole gliniastym (Dms,Dmm) orien-tację ułożenia dłuższej osi klastów pomierzono natrzech poletkach testowych (ryc. 1, diagramy 1, 2, 3).Dominuje kierunek NE w sektorze 10–20° oraz kie-runek prostopadły do niego. Jedynie na trzecim po-letku testowym (ryc. 1, diagram 3) wyraźnie zaznaczasię kierunek NE–SW w sektorze 30–60° oraz220–260°. Głaziki układające się poprzecznie zawie-rają się w sektorze NW (300–340°). Większość kla-stów zapada w stronę proksymalną, ku półno-co-wschodowi. Inklinacja okruchów skalnych jestniewielka. Głaziki zapadają pod kątami miesz-czącymi się w przedziale 0–30°, z czego największyodsetek 34% i 28% przypada na przedział 20–30°oraz 40% na przedział 10–20°.

Cechy s t ruk tura lne : Jednym z ważniejszychkryteriów diagnostycznych, na podstawie których do-konuje się wydzieleń poszczególnych typów glin lo-

118


dowcowych, jest rodzaj i sposób wykształcenia prze-warstwień i wytrąceń piaszczystych w glinach orazcharakter kontaktu gliny lodowcowej z podście-lającymi ją osadami.

Dolny zespół litofacjalny Dmm/Dms składa się zdwóch glin lodowcowych. W spągu pierwszego (niż-szego) członu gliny lodowcowej wyraźnie zaznaczasię delikatne smugowanie. Smugi zorientowane są zNW na SE i zapadają ku N pod kątem około 20° (ryc.1). Liczne są także wytrącenia piaszczyste w postacimałych soczewek oraz ciał piaszczystych, o średnicy3–5 cm, o kulistym bądź owalnym kształcie (fot. 1).Struktury te występują zazwyczaj wzdłuż jednej liniipoziomej, a w przekroju podłużnym stanowią wy-dłużone soczewki, których osie główne skierowanesą ku SE. Różnią się litologicznie od otaczającej glinyzawartością materiału piaszczystego i piaszczy-sto-żwirowego. Krüger (1979) uważa takie strukturyza typowe dla glin subglacjalnych z nałożenia, a ma-teriał je wypełniający najczęściej pochodzi z podłoża.

W części stropowej drugiego członu (górnego)badanej, dolnej gliny występują przewarstwieniapiaszczyste w postaci drobnych soczewek. Są one wy-raźnie ukierunkowane i nadają jej strukturę war-stwową, która uważana jest (Lawson 1979, Liszkow-ski 1996, Stankowski 1996, Ruszczyńska-Szenajch1998) za jedną z cech diagnostycznych subglacjalnejgliny z wytopienia.

Kontakt spągowego członu dolnej gliny lodowco-wej z piaszczysto-żwirowym podłożem zaburzonyjest obecnością struktur typu pionowych i ukośnychklinów oraz licznych wybrzuszeń gliny (fot. 2). Wni-kają one w osady podłoża na głębokość 5–10 cm (fot.2). U nasady są szersze i zwężają się ku końcowi, jed-nakże tylko niektóre są ostro zakończone. Reszta madosyć szerokie zakończenia jak na struktury klinopo-dobne. Bieg osi klinów jest prawie równoległy do do-minującego kierunku stwierdzonego dla orientacjimateriału kamienistego w glinie.

Podścielające glinę osady piaszczysto-mułko-wo-żwirowe serii fluwioglacjalnej zaburzone są przez

sieć uskoków normalnych o zrzutach kilku centyme-trów, których powierzchnie mają orientację NW–SE(fot. 2).

Natomiast spąg drugiego członu dolnej gliny lo-dowcowej wchodzącej w skład tego zespołu litofa-cjalnego jest typu akumulacyjnego, z bardzo nielicz-nymi wybrzuszeniami, tzw. undulacjami (Ehlers,Stephan 1979). Wskazują one na dostosowywanie sięosadu do podłoża (w tym przypadku piasków i drob-nych żwirów), co świadczy o łagodnej depozycji, wpostaci nasyconej wodą, niestabilnej masy gliniastej,charakterystycznej dla gliny spływowej.

Dowdeswell i Sharp (1986) oraz Boulton i Dent(1974) zauważyli, że wiele glin bazalnych z nałożeniajest poddawanych często subglacjalnym deforma-cjom, poprzez ciągłe ścinanie pod stopą lodowca. Ba-dania w osadach współczesnych lodowców Islandii(lodowiec Skilkfellsjökull) (Dowdeswell, Sharp 1986),Alaski (lodowiec Matanuska) (Lawson 1979) oraz Is-landii (lodowiec Breidamerkurjökull) (Krüger 1985)wykazały, że takie deformacje mogą dawać w rezulta-cie zmiany w charakterze osadu, powodując zróżnico-wanie pomiędzy zdeformowaną i niezdeformowanąbazalną gliną z nałożenia (ang. deformed and undefor-med lodgement till) (Dowdeswell, Sharp 1986).

W środkowym zespole litofacjanym Dms(r)stwierdzono wyraźnie erozyjno-egzaracyjny charak-ter kontaktu gliny lodowcowej z fluwioglacjalnymiosadami podścielającymi. Kontakt ten zaburzonyjest podobnie jak w spągu pierwszego członu dolnejgliny lodowcowej pierwszego zespołu litofacjalnegoprzez żebra gliniaste i pionowe kliny oraz wybrzusze-nia spągu gliny. Kliny gliniaste oraz przekątna bar-dzo drobna łupliwość to, jak podają Hicock i Drei-manis (1992), wynik kruchego ścinania mogą się onepojawić w osadzie na skutek odwodnienia. W osa-dach piaszczystych, podścielających glinę, występująnieciągłe soczewki gliniste (ryc. 1B).

W niektórych miejscach można zaobserwowaćłagodne zazębianie się warstwowanych osadówpiaszczysto-mułkowych z soczewkami gliniastymi,

119


Fot. 1. Krostkowo. Kuliste lub owalne wytrącenia piaszczy-ste, małe soczewki piaszczyste tworzące ciągi quasi-po-ziome w (dolnym członie) dolnej gliny lodowcowej

Fot. 2. Krostkowo. Pionowe i ukośne kliny gliniaste i struk-tury klinopodobne oraz wybrzuszenia gliny wnikające wosady piaszczysto-żwirowe podścielające glinę dolną.Piaski i żwiry zaburzone są siecią uskoków normalnych

które według Shawa (1971) wyznaczają pierwszyetap bezpośredniej sedymentacji z nasuwającego sięlądolodu. Jedną z przyczyn powstawania tego typustruktur podaje Boulton (1968), traktując je jakostruktury powstałe w wyniku płynięcia gliny ablacyj-nej. Shaw (1971) natomiast uważa, że tego typu so-czewki gliniaste powstają w wyniku depozycji przezwyciskanie przepojonej wodą gliny bazalnej. Jednaknajbardziej wiarygodna wydaje się hipoteza o wyga-szaniu energetyki środowiska depozycyjnego. W wy-niku zmniejszającej się ilości wynoszonej wody do-chodziło do deponowania warstwowanych piasków imułków oraz soczewek gliniastych w stropie fluwio-glacjalnego kompleksu.

Strop środkowej gliny jest również urozmaiconystrukturami w postaci zadziorów, zazębień z osadamipiaszczystymi oraz z przewarstwieniami bezstruktu-ralnych piasków i mułków. Falistość górnej po-wierzchni glin lodowcowych (ryc. 1B) Boulton(1976) uważa za jedną z cech diagnostycznych glinsubglacjalnych deponowanych przez aktywny lądo-lód. Tego typu struktury są również charakterystycz-ne dla glin deformacyjnych (Hicock, Dreimanis1992).

W części środkowej występują liczne wytrąceniapiaszczyste, głównie w postaci soczewek. Domi-nującą frakcją jest piasek średni i drobny, z do-mieszką piasku grubego i drobnego żwiru. Liczniewystępują również rozcięcia tensyjne wypełnionegruboziarnistym piaskiem. Bardzo wyraźna jestprzekątna łupliwość (fot. 3). Są to struktury charak-terystyczne dla kruchoplastycznych warunków reolo-gicznych (Hicock, Dreimanis 1992). Zaobserwowa-no również fałdy izoklinalne (warstwowanie zpłynięcia) (fot. 4) oraz struktury podobne do budina-żu, które uważane są za cechy charakterystyczne dlaplastycznej deformacji osadu gliniastego (Hicock,Dreimanis 1992).

Występowanie w tym samym poziomie, a czasamiwspółwystępowanie struktur powstających zarównow warunkach plastycznego płynięcia, jak i kruchegościnania świadczy o możliwości występowania

wszystkich warunków reologicznych w tym samymosadzie, wynikającej ze zmiennej zawartości wodyporowej w różnych częściach osadu.

Górny zespół litofacjalny Dms/Dmm zbudowanyjest z homogenicznego osadu, mało zróżnicowanegopod względem strukturalnym (ryc. 1C). Jedynie stre-fa kontaktowa gliny z podścielającymi ją osadami flu-wioglacjalnymi wykazuje duże urozmaicenie (ryc.1C). Pomiędzy gliną a osadami fluwioglacjalnymi niezaobserwowano wyraźnie zaznaczającej się strefykontaktowej. Jest to raczej okołopółmetrowa strefaprzejściowa, charakteryzująca się zazębianiem pia-sków drobnoziarnistych i mułków z gliną, występo-waniem bulwiastych struktur z wypełnieniem piasz-czysto-żwirowym tkwiącym w glinie i wytrąceniamigliniastymi w kształcie injekcji w osadzie piaszczy-sto-mułkowo-żwirowym (fot. 5). Geneza tych struk-tur jest złożona. Częściowo izolowane soczewki (ang.pull-apart structure) powstają w miejscach, gdzie wupłynnionym osadzie występują przemieszczenia po-ziome (Gradziński i in. 1976). O tej składowej świad-czą przewarstwienia i smugowania, zwłaszcza wspągowej części gliny, a także osadach piaszczy-sto-mułkowych tuż pod strefą kontaktową. Injekcje onieregularnym kształcie w podścielające glinę osadypiaszczyste są efektem upłynnienia bardziej gęstegoosadu gliniastego. Upłynnienie górnej warstwy, pod-czas gdy warstwa dolna, w tym przypadku piaszczy-sto-mułkowa z domieszką drobnego żwiru, pozostajena granicy plastyczności, powoduje zwiększenieobciążenia warstwy dolnej i powstanie w niej spękań(Anketell i in. 1970, Cegła, Dżułyński 1970, Gradziń-ski i in. 1976). W powstałe w ten sposób szczelinywdziera się upłynniony materiał, rozsadzając je i po-wodując rozdrobnienie warstwy dolnej. Na skutekmniejszego ciężaru objętościowego oderwane okru-chy mogą być następnie wypychane ku górze.

Przedstawione dane wskazują na znaczne nawod-nienie stropowej części osadów piaszczysto-mułko-wych fluwioglacjału oraz spągowej części gliny.Woda porowa przejmowała część obciążenia (Mills1983), prowadząc do wzrostu upłynnienia w osadzie.

120


Fot. 3. Krostkowo. Wyraźna przekątna łupliwość w glinieśrodkowej. W górnej części fotografii: nieregularnewytrącenia piaszczyste

Fot. 4. Krostkowo. Warstwowanie z płynięcia (fałdy izokli-nalne) i liczne wytrącenia piaszczyste w środkowej glinielodowcowej

Obraz kontaktu gliny z osadami fluwioglacjalnymizaburzony jest również przez deformacyjne procesyglacitektoniczne, podczas których zwiększony naciskwywołał wzrost naprężeń w osadzie. Wynikiem tegojest obecnie obserwowany akumulacyjno-egzaracyj-ny kontakt z wyciśnięciami.

W miarę przesuwania się ku stropowi gliny lo-dowcowej charakter elementów strukturalnych ule-ga zmianie. Zaobserwowano niewielkie, kulistestruktury, wypełnione piaskiem drobnym i średnimoraz poziome przewarstwienia również wypełnionepiaskiem drobnym i średnim, wykazujące równoległyprzebieg do nachylenia dłuższych osi głazików.

W części stropowej gliny górnej występuje brukkamienisty (ang. clast pavement), który dzieli oma-wiany osad na dwie subfacje gliniaste (fot. 6). Jegoprzebieg jest równoległy do stropu całego zespołu li-tofacjalnego (fot. 6). Podobny typ osadów zaobser-wował Krüger (1993) w osadach formacji ciągu mo-renowego lodowca Myrdalsjökull na Islandii.Według tego autora taki bruk kamienisty jest wyni-kiem koncentracji rumoszu w strefie bazalnegotransportu lodowców, gdzie klasty przemieszczanesą zazwyczaj w wyniku trakcji w stopie lodowca. Niestwierdzono w badanym stanowisku, podobnie jak

Krüger (1993), dużej ilości klastów mających zaryso-wania (ang. striae) ani klastów ze śladami eolizacji.Podobną genezę tego typu cech strukturalnych w gli-nach lodowcowych podaje Murray (1994) i Boulton(1976). Konsekwentne grupowanie większych cząs-tek osadu daje w efekcie nagromadzenia głazów iżwirów, które mogą tworzyć bruk kamienisty we-wnątrz osadów (Boulton 1976). Odkładanie więk-szych klastów zachodzi zwłaszcza wtedy, gdy siłytarcia ulegają zwiększeniu. W miejscach, gdzie po-przednio zostały zdeponowane duże cząstki osadu,rozpoczyna się proces tworzenia bruków kamieni-stych. Depozycja w procesie odkładania pojawia sięzwłaszcza wtedy, gdy siły tarcia wynikające z podście-lającego podłoża są większe niż lokalne naprężeniaścinające (Murray 1994).

Bruk kamienisty, przykryty gliną lodowcową omiąższości około 0,5–0,7 m, wskazuje na szybką de-pozycję osadów ze stopy lądolodu, a co za tym idzie –na szybki ruch masy lodowej, który mógł doprowa-dzić do występujących w tym stanowisku deformacjiglacitektonicznych.

Znajdowane w pozycjach szczytowych sekwencjiosadów gliniastych subglacjalne gliny z nałożeniatraktowane były jako osady uformowane podczas po-nownego nasunięcia się mas lodu (Brodzikowski, vanLoon 1991).

St ruktury de formacy jne : Struktury deforma-cyjne występują zarówno w glinach lodowcowych, jaki w osadach fluwioglacjalnych. Wszystkie zestawy lito-facjalne w odsłonięciu Krostkowo są wyruszone zpierwotnego położenia i zapadają ku N i NNE (ryc.6.2). Tę sytuację szczególnie wyraźnie widać, jeśli śle-dzi się przebieg glin. Większość struktur deformacyj-nych w mikro- i makroskali występuje w piaszczy-sto-żwirowych osadach fluwioglacjalnych, zwłaszczaw serii podścielającej dolną glinę (ryc. 1A) oraz mię-dzy środkową (ryc. 1B) i górną gliną (ryc. 1C).Składają się na nie przede wszystkim sieci uskoków(fot. 7) oraz w znacznie mniejszej ilości i skali od-kształcenia postaciowe, czyli fałdy.

Uskoki ze względu na konsekwentnie przeciw-stawne zwroty, stały kąt między nimi oraz podobnąorientację w płaszczyźnie horyzontalnej uznano,zgodnie z zasadami klasyfikacji Jaroszewskiego(1974) oraz Dadleza i Jaroszewskiego (1994), zauskoki komplementarne. Wśród nich przeważająuskoki odwrócone, o niewielkim zrzucie (od kilku dokilkunastu cm) oraz w znacznie mniejszej ilości usko-ki normalne. Uskoki odwrócone charakteryzują siębardzo dużym upadem powierzchni uskokowych,który wynosi średnio 55–65°. Dadlez i Jaroszewski(1994) sugerują, że teoretycznie przewidywane upa-dy powierzchni uskoków odwróconych powinny wy-nosić 20–30°. Przyjmują oni (Jaroszewski 1974, Dad-lez, Jaroszewski 1994), że w przypadku uskokówodwróconych największe naprężenia działają głów-nie poziomo. Natomiast uskoki normalne są wyni-

121


Fot. 5. Krostkowo. Strefa kontaktu górnej gliny lodowco-wej z podścielającymi ją piaskami i żwirami. W glinie wi-doczne bulwiaste struktury z wypełnieniempiaszczysto-żwirowym

Fot. 6. Krostkowo. Bruk kamienisty, dzielący górną glinęlodowcową na dwie subfacje gliniaste

kiem działania naprężenia głównego pionowego.Upady uskoków normalnych przy największych war-tościach kąta tarcia wewnętrznego powinny zawieraćsię w granicach 60–70°. Podobne wartości upadówuskoków normalnych (ok. 60°) uzyskano w badanymstanowisku. Pionowa orientacja największego naprę-żenia oznacza, iż uskoki powstały pod dominującymnaciskiem statycznym oraz według Dadleza i Jaro-szewskiego (1994) również w wyniku obciążenia gra-witacyjnego. Zdeformowana seria osadów przez siećuskoków normalnych i odwróconych wskazuje nadziałanie naprężeń głównych (d1) zarówno w pozio-mie (w przypadku uskoków odwróconych), jak i wpionie (dla uskoków normalnych). Biegi uskokówporządkują się wzdłuż osi ENE– WSW. Kierunki za-padania są zróżnicowane – część powierzchni usko-kowych zapada ku SE, a część ku NW. Ich biegi wy-kazują nieznaczne odchylenie ku północy względemosi morfologicznej całego kompleksu Dębowej Gó-ry. Oprócz deformacji nieciągłych występują spęka-nia wzdłuż płaszczyzn warstwowania, o mniej więcejpoziomym przebiegu. Taki system pęknięć jest po-dobny do zaobserwowanej przez Rotnickiego (1971)struktury budinażu glacitektoniczego.

W osadach fluwioglacjalnych stwierdzono po-wierzchnie ścięcia w postaci stref poślizgu, odróż-niające się od otaczających osadów drobniejszymuziarnieniem (fot. 8). Drobne frakcje w strefach po-ślizgu wynikają z oporu tarcia suwnego i obrotowego,gdyż przy poślizgu strefowym jednej warstwy osadówpo drugiej, podczas procesu ścinania, występuje opórnie tylko w powierzchniach ślizgu, lecz także opórwynikający z obrotu ziarn w stosunku do ziarn sąsied-nich (Wiłun 1982). Strefie poślizgu towarzyszą zagię-cia osadów piaszczystych przewarstwionych mułkamiw postaci inicjalnych fałdów wleczeniowych.Ciągłość powierzchni poślizgu została przerwana wwyniku wzrostu nacisku powodującego zwiększenienaprężeń w osadzie i kompakcji.

Na podstawie przeprowadzonej analizy deforma-cji nieciągłych oraz wartości biegu i upadu płaszczyznślizgu stwierdzono, że oś naprężenia głównego byłaskierowana z NE ku SW mniej więcej w płaszczyźniehoryzontalnej.

W osadach fluwioglacjalnych pomierzono kie-runki odpływu wód, których obraz jest bardzo zróż-nicowany. Otrzymano kierunki NE, NW, SE i SW.Mimo na pozór chaotycznych wyników zauważono,że dominującym kierunkiem był odpływ ku SE(43%), trochę mniej licznie reprezentowany był od-pływ ku NE (30%), akcesorycznie ku NW (8%) orazku SW (19%). Rozrzut otrzymanych kierunków od-pływów wód jest efektem zmian glacidynamicznychw osadzie i jego wyruszenia z pierwotnego położenia.

Literatura

Anketell J.M., Cegła J., Dżułyński S., 1970. On thedeformational structures in systems with reverseddensity gradients. Rocz. Pol. Tow. Geol., 40, 1:3–30.

Boulton G.S., 1968. Flow tills and related deposits onsome Vestspitsbergen glaciers. Jour. Glaciol., 7,51: 391–412.

122


Fot. 7. Krostkowo. W osadach fluwioglacjalnych międzygliną środkową a górną występuje sieć uskoków komple-mentarnych, wśród których przeważają uskoki odwróco-ne o niewielkim zrzucie

Fot. 8. Krostkowo. Powierzchnia ścięcia w postaci strefypoślizgu w osadach fluwioglacjalnych między gliną środ-kową a górną

Boulton G.S., 1976. A genetic classification of tillsand criteria for distinguishing tills of different ori-gin. W: W. Stankowski (red.), Till – its genesis anddiagenesis. Wyd. Nauk. UAM, seria Geografia, 12:65–80.

Boulton G.S., Dent D.L., 1974. The nature and ratesof post-depositional changes in recently depositedtill from southeast Iceland. Geogr. Ann., 56, A:121–134.

Brodzikowski K., von Loon A.J., 1991. Glacigenic se-diments. Developments in Sedimentology, 49.

Cegła J., Dżułański S., 1970. Układy niestateczniewarstwowane i ich występowanie w środowisku pe-ryglacjalnym. Stud. Geogr., 13, Acta Uniw. Wrati-sl., 127: 17–42.

Dadlez R., Jaroszewski W., 1994. Tektonika. Wy-dawnictwa Naukowe PAN, Warszawa.

Dowdeswell J.A., Sharp M.J., 1986. Characterizationof pebble fabrics in modern terrestrial glacigenicsediments. Sedimentology, 33: 699–710.

Ehlers J., Stephan H.J., 1979. Forms at the base oftill strata as indicators of ice movement. Journ.Glaciol., 22, 87: 345–356.

Górska M., 1997. Wybrane właściwości petrograficz-ne vistuliańskich moren dennych środkowej i za-chodniej Wielkopolski oraz ich znaczenie dla oce-ny dynamiki ostatniego lądolodu. Praca doktorska.Zakład Geomorfologii IBCz UAM. Maszynopis.

Gradziński R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R.,1976. Sedymentologia. Wyd. Geol., Warszawa.

Hicock S.R., Dreimanis A., 1992. Deformation till inthe Great lakes region: implications for rapid flowalong the south – central margin of the LaurentideIce Sheet. Can. J. Easth Sc., 29: 1565–1579.

Jaroszewski W., 1974. Tektonika uskoków i fałdów.Wyd. Geol., Warszawa.

Klatkowa H., 1992. Niektóre wskaźniki kierunkówtransportu lodowego w środkowej Polsce i ichprzydatność do wyróżnień facjalnych i stratygra-ficznych oraz rekonstrukcji paleogeograficznych.Acta Geogr. Lodz., 63: 39–79.

Krüger J., 1985. Formation of a push moraine at themargin of Hofdabrekkujoküll, South Iceland.Geogr. Ann., 67, A, 3–4: 199–212.

Krüger J., 1993. Moraine ridge formation along astationary ice front in Iceland. Boreas, 22:101–109.

Lawson D., 1979. Sedimentological analysis of theMatanuska Glacier, Alaska. CRREL Report.79–9.

Liszkowski J., 1996. Cechy diagnostyczne oraz typo-we sekwencje subfacji glin morenowych vistulianuśrodkowej Wielkopolski. Geologos, 1: 159–174.

Miall A.D., 1973. Glaciofluvial transport and deposi-tion. W: N. Eyles (red.), Glacial geology: an intro-duction for engineers and earth scientists. Perga-mon Press, s. 168–183.

Mills P.C., 1983. Genesis and diagnostic value ofsoft-sediment deformation structures – a review.Sediment. Geol., 35: 83–104,

Murray T., 1994, Glacial deformation. W: A. Malt-man (red.), The geological deformation of sedi-ments. Chapman & Hall, s. 73–94.

Rotnicki K., 1971. Struktura deformacji w strefiewtórnego kontaktu łusek glacitektonicznych w Wi-niarach koło Kalisza. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach.,24: 199–236.

Ruszczyńska-Szejnajch H., 1998. Struktura glin lo-dowcowych jako istotny wskaźnik ich genezy. W: E.Mycielska-Dowgiałło (red.), Struktury sedymenta-cyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzę-dowych i ich wartość interpretacyjna, Wydz.Geogr. i St. Regional., UW, Warszawa, s. 13–40.

Shaw J., 1971. Mechanism of till depasition relatedto thermal conditions in a pleistocene glacier. Jo-urn. Glaciol., 10, 60: 363–373.

Stankowski W., 1996. Podstawowe facje glin more-nowych oraz kryteria ich wyróżniania. Geologos, 1:149–157.

Wiłun Z., 1982. Zarys geotechniki. Wyd. Kom. Łącz.,Warszawa.

Zieliński T., 1992. Moreny czołowe Polski północ-no-wschodniej – osady i warunki sedymentacji.Prace Nauk. Uniw. Śląsk., 1325.

Zieliński T., 1993. Sandry Polski północno-wschod-niej – osady i warunki sedymentacji. Prace Nauk.Uniw. Śląsk., 1398.

123



Sytuacja morfologiczna i geologiczna teras w Żuławce Małejkoło Osieka nad Notecią

Bolesław NowaczykInstytut Geoekologii i Geoinformacji, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, ul. Dzięgielowa 27, 61-680 Poznańe-mail: [email protected]

Abstract: In the study the morphology of Noteć-Warta Parolina (streamway) in the vicinity of Osiek upon Noteć and lithol-ogy of floodplain nearby the archaeological site in Żuławka Mała are presented. The genesis of identified forms i also show.The attempt of the age determination of the flooded dune in floodplain biogenic deposits is given.

Key words: streamway (Pradolina), terrace, dune, sands, peat, detritus gytia, calciferous gytia, archaeological site

Wstęp

Od wielu lat w różnych punktach Polski prowadzi sięinterdyscyplinarne badania stanowisk archeologicz-nych (Niewiarowski 1995, Nowaczyk 2008 i in.). Po-zwalają one pełniej zinterpretować ich powstanie ifunkcjonowanie. W skład zespołów badawczychwchodzą przedstawiciele kilku dyscyplin naukowych,w tym także geomorfolodzy. Przykładem sposobu roz-poznania obiektu archeologicznego i jego najbliższe-go otoczenia jest też stanowisko w Żuławce Małejkoło Osieka n. Notecią (Krąpiec i in. 1996). Badaniatego typu prowadzone na potrzeby innej dyscyplinybadawczej stanowią często impuls do rozwiązywaniaproblemów geomorfologicznych. Przyczyniły się onew tym przypadku do wyjaśnienia genezy wału wsąsiedztwie stanowiska. Leży ono w zachodniej częściwsi usytuowanej w obrębie odcinka wyrzyskiego Pra-doliny Noteci-Warty (Toruńsko-Eberswaldzkiej).

Ten fragment pradoliny był już przedmiotem ba-dań geologicznych (Gadomska 1957) i geomorfolo-gicznych (Kozarski, Szupryczyński 1958, Kozarski1962a). Kozarski (1962a) lokuje go między Nakłemn. Notecią na wschodzie a zwężeniem pradoliny wokolicy Dziembowa na zachodzie. Jego szerokośćwaha się od 3 do 10 km, a głębokość od przylegającejwysoczyzny do dna dochodzi do 40 m. Jest formą ostromych zboczach, wyraźnie rysującą się w rzeźbie zsystemem poziomów terasowych. Wymienieni wyżejbadacze wyróżniają w odcinku wyrzyskim 4 poziomyterasowe (ryc. 1). Terasa górna (IV) występuje w po-staci strzępów wystających ponad terasę środkową

124

Ryc. 1. Szkic geomorfologiczny okolic Osieka nad Noteciąwedług Kozarskiego i Szupryczyńskiego (1958)1 – morena denna płaska i falista, 2 – morena czołowa, 3 – terasagórna (IV), 4 – terasa środkowa (III), 5 – terasa dolna (II), 6 –terasa zalewowa, 7 – dolinki erozyjno-denudacyjne, 8 – stożkinapływowe, 9 – sieć hydrograficzna, 10 – miejscowości, 11 – lo-kalizacja stanowiska archeologicznego 1 w Żuławce Małej

(III) ciągnącą się pasem o szerokości od 1,5 do 5 km,prawie wyłącznie wzdłuż południowego odcinka pra-doliny. Niewielka półka tej terasy znajduje się napółnoc od Osieka n. Notecią oraz w obrębie dna pra-doliny na wschód od wymienionej miejscowości.Wąskie listwy kolejnej terasy – nazywanej dolną (II)– obserwujemy wzdłuż terasy III w części południo-wej analizowanej formy oraz wzdłuż północnej jejkrawędzi. Największe powierzchnie zajmuje terasazalewowa (I). Jej szerokość zmienia się w przedzialeod 1,5 do 7,5 km. Terasa górna (IV) w odcinku wy-rzyskim leży na wysokości 77–72 m n.p.m. (ryc. 2), te-rasa środkowa (III) 70–60 m n.p.m., terasa dolna (II)60–55 m n.p.m., a terasa zalewowa osiąga wysokości55–50 m n.p.m. (Kozarski, Szupryczyński 1958, Ko-zarski 1962a). Terasy te tylko w nielicznych miej-scach mają charakter form erozyjnych. W większościsą terasami erozyjno-akumulacyjnymi lub akumula-cyjnymi.

Morfologia i litologia stanowiskaarcheologicznego i jego sąsiedztwa

W najbliższej okolicy stanowiska archeologicznego wŻuławce Małej zauważamy tylko dwie terasy (ryc. 1):dolną (II) i zalewową (I). Do północnego zbocza pra-doliny przylega wąska półka terasy dolnej o szeroko-ści kilkuset metrów. Jej powierzchnia leży na wyso-kości około 55 m n.p.m. Nadbudowana jest stożkaminapływowymi usytuowanymi u wylotu dolinek ero-zyjno-denudacyjnych (ryc. 1), rozcinających krawędźpradoliny i ciąg moren czołowych oscylacji wyrzy-skiej (Kozarski 1962a). W związku z tym powierzch-nia terasy jest pofalowana. Jest ona oddzielona od te-rasy zalewowej mniej lub bardziej wyraźnąkrawędzią o różnej wysokości. Drugi z wyróżnionychtutaj poziomów leży na wysokości około 51 m n.p.m. ikonsekwentnie obniża się w kierunku zachodnim.Stanowi on obecne dno doliny Noteci. W powierzch-ni tej terasy w niektórych miejscach zaznaczają sięsłabo zauważalne obniżenia, które można uznać zafragmenty dawnych koryt Noteci. Wyraźniejszymelementem jej rzeźby jest południkowo zorientowa-ny wał (ryc. 3) ciągnący się od Żuławki Małej do

Żuławki i dalej w kierunku Noteci. Jego wysokośćwynosi od kilkudziesięciu centymetrów do około 1,5m. Wał ten osiąga szerokość kilkudziesięciu metrów.W części północnej rośnie ona do 150 m. Jego morfo-logia jest tutaj zmieniona przez współczesnego czło-wieka, który wykonał nasypy drogowe i głębokie ro-wy melioracyjne oraz stawy. Te prace doprowadziłydo odkrycia fragmentów konstrukcji prahistorycz-nych i rozpoczęcia eksploracji stanowiska (Rola1993). Zabytki znajdowano na powierzchni około 5ha na terasie dolnej i zalewowej oraz północnej czę-ści południkowo zorientowanego wału.

W obrębie stanowiska i przylegającego do niegoobszaru wykonano badania, których celem było roz-poznanie litologii terasy zalewowej oraz określeniegenezy południkowo przebiegającego wału. Wzwiązku z tym wykonano 21 wierceń świdrem torfo-wym typu Instorf oraz świdrem do osadów mineral-nych wzdłuż dwóch linii profilowych (ryc. 4). Analizaprzekrojów geologicznych wykazuje, że w ich dol-nych częściach zalegają piaski drobnoziarniste z do-mieszką mułku i piasków średnioziarnistych złożone

125

Sytuacja morfologiczna i geologiczna teras w Żuławce Małej koło Osieka nad Notecią

Ryc. 2. Schematyczny profil morfologiczny przez pradolinę w odcinku wyrzyskim według Kozarskiego (1962a)1 – pokrywy akumulacyjne – rzeczne, eoliczne, biogeniczne, 2 – podłoże, I – terasa zalewowa, II – terasa dolna, III – terasa środkowa, IV –terasa górna

Ryc. 3. Mapa geomorfologiczna okolic stanowiska arche-ologicznego 1 w Żuławce Małej1 – terasa dolna (II), 2 – wydma, 3 – terasa zalewowa (I), 4 – wy-raźna krawędź terasy, 5 – linie przekrojów geologicznych

w środowisku fluwialnym. W kilku miejscach stwier-dzono w ich stropie soczewki iłu. W stropie osadówfluwialnych zaznaczają się płytkie zagłębienia. Wjednym z nich bezpośrednio na piaskach zalega gytiadetrytusowa z pojedynczymi fragmentami malako-fauny. W partii brzegowej zagłębienia jest ona mini-malnie spiaszczona. Na gytii oraz piaskach fluwial-nych spoczywa warstwa torfu o zmiennej miąższości.W zachodniej części profilu A (ryc. 4) wśród torfuwystępują cienkie przewarstwienia gytii wapiennej zmalakofauną oraz cienkie warstewki iłu. Miąższośćosadów biogenicznych jest zróżnicowana i wynosi od60 do 380 cm. Ponad torfy wystaje wał zbudowany zpiasków drobnoziarnistych o cechach piaskóweolicznych. Nie zauważa się w nich domieszki frakcjimułkowej. Oprócz uziarnienia o eolicznej genezie tejformy świadczą inne cechy, które opisane będą po-niżej.

Gadomska (1957) na przekrojach zorientowa-nych prostopadle do osi pradoliny, zlokalizowanychw okolicy Osieka n. Notecią i Krostkowa, znaczy wich stropie warstwę torfu o miąższości do 5 m. Wśródtych torfów lub pod nimi występują w kilku miejscachrównież cienkie soczewki gytii.

Rozwój zdarzeń geomorfologicznych

Kozarski (1962a), analizując rozwój Pradoliny Note-ci-Warty, wyróżnia okresy, w których decydująceznaczenie miała erozja wgłębna, i okresy o przewa-dze erozji bocznej i akumulacji. Procesy erozji wgłęb-nej przypadały na cieplejsze okresy interstadialne –

mazurski (w ostatnim swoim opracowaniu Kozarski(1995) ten interstadialny nazywa kamion), bølling iallerød, natomiast erozji bocznej i akumulacji nafazę pomorską, najstarszy dryas, starszy dryas i młod-szy dryas. W holocenie przebiegała akumulacja tor-fów zapoczątkowana w młodszym dryasie.

Opierając się na stwierdzeniach Kozarskiego(1962a) możemy przypuszczać, że Noteć w allerødziewcięła się na dość znaczną głębokość w terasę dolną(II). Powstała terasa zalewowa (I) na poziomie niż-szym o kilka metrów od obecnego. W młodszym dry-asie w wyniku erozji bocznej zniszczona została więk-szość terasy dolnej (II) i w związku z tym doszło dozwiększenia zasięgu terasy zalewowej (I). Surowewarunki klimatyczne panujące w tym interstadiale(Kozarski 1962b, Wasylikowa 1964, Rotnicki i in.1970, Nowaczyk 1986, 2002) oraz uziarnienie mate-riału budującego terasę sprzyjały rozwojowi proce-sów eolicznych. Doprowadziły one do usypania wałuwydmowego, którego fragment obserwujemy w Żu-ławce Małej. O takiej genezie badanego wałuświadczą: 1. uziarnienie osadów tworzących rozpa-trywany wał podobne do piasków budujących innewydmy; 2. asymetria stoków charakterystyczna dlatego typu form wyraźnie widoczna na załączonymprzekroju (ryc. 4); 3. południkowa orientacja wału nadługim odcinku dająca się wytłumaczyć tylko proce-sami eolicznymi – żaden z procesów środowiska flu-wialnego nie mógł utworzyć formy o takim przebie-gu. Wydmy z tego okresu znane są i opisane lubzaznaczone na mapie geomorfologicznej z innychczęści Pradoliny Noteci-Warty (Szupryczyński 1959,Kozarski 1962b, Nowaczyk 1986).

126

Bolesław Nowaczyk

Ryc. 4. Przekroje geologiczne w sąsiedztwie stanowiska archeologicznego 1 w Żuławce Małej1 – piaski rzeczne, 2 – piaski eoliczne, 3 – gytia detrytusowa i wapienna, 4 – torf, 5 – lokalizacja odwiertów

Po utworzeniu wydmy rozpoczął się proces sedy-mentacji torfu na znacznych przestrzeniach dna No-teci, prowadzący do podnoszenia wysokości bez-względnej terasy zalewowej (I).

W kilku miejscach pradoliny oprócz opisanegostanowiska z Żuławki Małej, Wodziczko (1948), Ga-domska (1957) i Przybylski (1961) stwierdzali wśródtorfów warstewki gytii świadczące o okresowym wy-stępowaniu warunków do sedymentacji tego typuosadów, a więc zbiorników jeziornych.

Literatura

Gadomska S., 1957. Utwory trzeciorzędowe i czwar-torzędowe doliny Noteci w okolicy Krostkowa iOsieka nad Notecią koło Wyrzyska. Biuletyn Insty-tutu Geologicznego, 118: 371–401.

Kozarski S., 1962a. Recesja ostatniego lądolodu zpółnocnej części Wysoczyzny Gnieźnieńskiej akształtowanie się Pradoliny Noteci-Warty. Po-znańskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk, Prace Ko-misji Geograficzno-Geologicznej, 2, 3.

Kozarski S., 1962b. Wydmy w pradolinie Noteci kołoCzarnkowa. Badania Fizjograficzne nad PolskąZachodnią, 9: 37–50.

Kozarski S., 1995. Deglacjacja północno-zachodniejPolski: warunki środowiska i transformacja geosys-temu (~20 ka 10 ka BP). Instytut Geografii iPrzestrzennego Zagospodarowania PAN. Doku-mentacja Geograficzna, 1.

Kozarski S., Szupryczyński J., 1958. Terasy pradolinyNoteci między Nakłem a Milczem. Przegląd Geo-graficzny, 30, 4: 671–684.

Krąpiec M., Makowiecki D., Michczyńska A., Nowa-czyk B., Pazdur A., Pazdur M.F., Polcynowie J.M.,Stępniak T., Suchorska-Rola M., Rola J., 1996.Drugi sezon interdyscyplinarnych badań na stan. 1w Żuławce Małej, gm. Wyrzysk, woj. pilskie (1993).Wielkopolskie Sprawozdania Archeologiczne, 4:23–57.

Niewiarowski W., 1995. Osady denne Jeziora Bisku-pińskiego i osady bagienno-jeziorne z zanikłych

(zarośniętych) jego części. W: W. Niewiarowski(red.), Zarys zmian środowiska geograficznegookolic Biskupina pod wpływem czynników natural-nych i antropogenicznych w późnym glacjale i ho-locenie. Oficyna Wydawnicza „Turpress”, Toruń,s. 121–146.

Nowaczyk B., 1986. Wiek wydm, ich cechy granulo-metryczne i strukturalne a schemat cyrkulacji at-mosferycznej w Polsce w późnym vistulianie i holo-cenie. Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu im.A. Mickiewicza, seria Geografia, 28: 245.

Nowaczyk B., 2002. Litologiczny i morfologiczny za-pis działalności wiatru w Polsce w ostatnich 30tysiącach lat. Czasopismo Geograficzne, 73, 4:275–311.

Nowaczyk B., 2008. Changes in natural environmentin the vicinity of Osłonki (Kujawy, Central Poland)in the light of geological and geomorphologicalinvestigations. Folia Quaternaria, 78: 7–31.

Przybylski T., 1961. Późny glacjał w Pradolinie Toruń-sko-Eberswaldzkiej. Badania Fizjograficzne nadPolską Zachodnią, 8: 57–90.

Rola J., 1993. Wstępne wyniki interwencyjnych ba-dań wykopaliskowych na wielokulturowej osadzie„typu mokrego” w Żuławce Małej, gm. Wyrzysk,woj. pilskie, stan. 1. Wielkopolskie SprawozdaniaArcheologiczne, 2: 7–15.

Rotnicki K., 1970. Główne problemy wydmśródlądowych w Polsce w świetle badań wydmy wWęglowicach. Poznańskie Towarzystwo PrzyjaciółNauk, Prace Komisji Geograficzno-Geologicznej,11, 2.

Szupryczyński J., 1959. Mapa geomorfologiczna Pol-ski, arkusz Szamocin w skali 1:50 000. InstytutGeografii PAN.

Wasylikowa K., 1964. Roślinność i klimat późnegoglacjału w środkowej Polsce na podstawie badań wWitowie koło Łęczycy. Biuletyn Peryglacjalny, 13:261–376.

Wodziczko A., 1948. Materiały do stratygrafii i anali-zy pyłkowej osadów w pradolinie Noteci. BadaniaFizjograficzne nad Polską Zachodnią, 1: 129–153.

127

Sytuacja morfologiczna i geologiczna teras w Żuławce Małej koło Osieka nad Notecią


Pradolina Toruńsko-Eberswaldzka drogą przemieszczania sięspołeczności prahistorycznej

Jarosław RolaMuzeum Okręgowe im. Stanisława Staszica, ul. Browarna 7, 64-920 Piłae-mail: [email protected]

Abstract: The subject of this elaboration is an analysis of distribution of archaeological objects in Toruń-EberswaldePradolina between Nakło upon Noteć and Czarnków form the neolithic period to the Middle Ages, and even to modern his-tory. It was indicated that the Pradolina did not constitute the communication barrier.

Key words: archaeological sites, archaeological object, Pradolina, communication barrier, the neolithic period, the MiddleAges, settlement

Najbardziej wyrazistą – pod każdym względem – jed-nostką geomorfologiczną powiatu pilskiego jest Do-lina Środkowej Noteci. Położona między Nakłemnad Notecią a Czarnkowem jest fragmentem Prado-liny Toruńsko-Eberswaldzkiej, a równocześnie –poza terenem gminy Ujście – stanowi południowągranicę tego powiatu.

Od drugiej połowy XIX w. obszar Doliny Środko-wej Noteci i jej obrzeża stał się areną coraz liczniejdokonywanych, a z czasem także dokumentowanychodkryć przypadkowych (np. Ausstellung 1909), zaś wostatnich dziesięcioleciach XX w. także systematycz-nych badań archeologicznych (Rola 2009 i cytowanatam literatura). W ich rezultacie w obrębie dolinyNoteci oraz na jej bezpośrednim zapleczu czytelnastała się koncentracja stanowisk archeologicznych,co najmniej od neolitu do średniowiecza włącznie.

W tej sytuacji naturalne staje się pytanie o przy-czyny tak konsekwentnego zainteresowania osadni-czego tym terenem w ciągu ostatnich – co najmniej –7 tys. lat. Na pewno nie ma na nie jednej odpowiedzi,zadecydował o tym splot różnych czynników. Poniżejscharakteryzowane zostaną dwa z nich – najistotniej-sze zdaniem autora niniejszego tekstu.

Pierwszym jest podnoszona wielokrotnie w litera-turze georóżnorodność tego terenu (np. Owsianny,Ratajczak-Szczerba 2010 i cytowana tam literatura).Dzięki niej dogodne warunki dla funkcjonowania irozwoju znajdowały społeczności charakteryzującesię bardzo zróżnicowanymi strategiami adaptacji

środowiskowej – od ściśle wyspecjalizowanych wcze-snoneolitycznych rolników, po czerpiącą pełnymigarściami z otaczającego środowiska ludność kulturyłużyckiej czy czasów wczesnego średniowiecza.

Badania archeologiczne prowadzone w rejonienadnoteckiej przeprawy w Żuławce Małej dostar-czyły dwóch wartych przywołania przykładów na spo-sób gospodarczego wykorzystywania georóżnorod-ności doliny Noteci w późnym neolicie. Pierwszy znich związany jest ze społecznością tak zwanej kultu-ry amfor kulistych. Po obu stronach Noteci funkcjo-nowały tu dwa skupiska ludności tej kultury. Two-rzyły one jeden mikroregion osadniczy (względniestanowiły wspólną część nieco większej grupy mikro-regionalnej). Obie grupy, eksploatując dwa różneekosystemy (na południu bardziej suchy, na podłożupiasków i żwirów, zaś na północy o środowisku wil-gotnym, na podłożu ciężkich glin), ściśle ze sobąwspółpracowały i uzupełniały się wzajemnie. Możnaprzypuszczać, że oprócz kooperacji w zakresie ewen-tualnej obrony czy konserwacji technicznych zabez-pieczeń przeprawy (ryc. 1) współpraca dotyczyłasfery gospodarczej. W przypadku tej ostatniej docho-dziło do lokalnej wymiany nadwyżek żywnościowych,być może także surowców i paszy (Rola 2009).

Georóżnorodność tych terenów została wykorzy-stana również w kontaktach między społecznościamireprezentującymi różne kultury i strategie gospodar-cze. W drugiej połowie III tys. BC wyniki badańwskazują na współegzystencję społeczności osiad-

128

129

Pradolina Toruńsko-Eberswaldzka drogą przemieszczania się społeczności prahistorycznej

Ryc. 1. Etap badań reliktów konstrukcji przeprawowej ludności kultury amfor kulistych w Żuławce Małej

łych (kultury amfor kulistych) i mobilnych (kulturaceramiki sznurowej). Ich funkcjonowanie nastawio-ne było na eksploatację odmiennych ekosystemów.Trudno obecnie rozstrzygnąć, czy owa współegzy-stencja polegała na równoprawnej koegzystencji, czysprowadzała się do jakichś form eksploatacji słabsze-go partnera, niemniej w ciągu kilku zapewne poko-leń społeczności kultury amfor kulistych uległy akul-turacji i znalazły się w szerokim nurcie kulturyceramiki sznurowej (Rola 2009). Podobne relacje za-chodziły zapewne także wcześniej, pomiędzy spo-łecznościami kultur pucharów lejkowatych i amforkulistych. W ich efekcie dochodziło tu (na przykład wokolicach Białośliwia) do powstawania ugrupowańswego rodzaju hybrydowych, łączących obie te trady-cje (np. Rączkowski 1987).

Drugim czynnikiem, który przyczynił się do ob-serwowanej na omawianym obszarze koncentracjiosadniczej, była funkcjonująca tu – co najmniej odneolitu – sieć szlaków komunikacyjno-handlowych.Powstała ona w oparciu o naturalną drożność tegoterenu, której podstawą była dolina Noteci z jej rów-noleżnikowym przebiegiem i wyraźnie zarysowanąformą. Na przedmiotowym odcinku, leżącym w gra-nicach powiatu pilskiego, preferowana była jej wy-raźnie zarysowana północna strona.

Tę naturalną drożność pierwsze dostrzegły spo-łeczności paleolitu schyłkowego i mezolitu, nato-miast stałą osią kontaktów i komunikacji stała sięona już w neolicie, za sprawą wczesnoneolitycznychspołeczności tak zwanego cyklu wstęgowego. W VI iV tys. BC utworzyły one wzdłuż doliny Noteci szlak,za którego pośrednictwem utrzymywały kontaktygłówne niżowe centra osadnicze tego okresu: kujaw-ski, pyrzycki oraz – najogólniej mówiąc – środkowo-niemiecki (np. Grygiel 2008 i cytowana tam literatu-ra). Śladem tych relacji są „wstęgowe” enklawyosadnicze, których (w różnym stopniu rozpoznane)ślady odkryto jak dotąd w Żuławce Małej, w rejonieBiałośliwia Otylina – Białośliwia – Grabionnej(Rączkowski 1987, Rola 2009) oraz Wysokiej.Utrwalony wówczas szlak komunikacyjno-handlowyprzetrwał przez następne tysiąclecia. Jego znaczeniew sieci ponadregionalnej wymiany sygnalizują poje-dyncze odkrycia o bardzo egzotycznym pochodzeniu,np. fragment paciorka szklanego, pochodzącego zMezopotamii, z połowy III tys. BC, odkrytego wŻuławce Małej (najstarszy, najdalej na zachód znale-ziony zabytek szklany z tego okresu; Rola 2009), czyskarb złotych ozdób z III okresu epoki brązu pocho-dzenia siedmiogrodzkiego, znaleziony w Kaczorach(np. Kostrzewski 1923 i cytowana tam literatura). Zkontrolą tego szlaku, jak również funkcjonującychwówczas przepraw przez dolinę Noteci miałyzwiązek wczesnośredniowieczne grodziska w: Wy-rzysku, Smogulcu, Wolsku (fot. 1), Miasteczku Kra-jeńskim oraz oczywiście w Ujściu. Ogromne, choćobecnie słabo jeszcze rozpoznane znaczenie miała

także leżąca na tej trasie przeprawa przez dolnąGwdę na wysokości Piły Kaliny–Motylewa. Wśródwymienionych wyżej grodzisk uwagę zwraca poło-żone w Wolsku. Zlokalizowane na krawędzi dolinyNoteci miało nieregularnie owalny kształt i po-wierzchnię sięgającą blisko 2 ha. Poza stroną po-łudniową, która z racji ukształtowania terenu nie wy-magała budowy znaczących umocnień, wały groduosiągają nawet 15 m wysokości (np. Kowalenko1938). Niewielki zakres prac archeologicznych, ogra-niczony do wykopów sondażowych, nie pozwala naścisłe datowanie czy wpisanie tego stanowiska wewczesnośredniowieczną sieć osadniczą tego terenu.Najprawdopodobniej apogeum znaczenia grodziskaprzypadło na drugą połowę XI w., zaś kres istnieniaprzyniosła jedna z wypraw Bolesława Krzywoustegona Pomorze na przełomie XI i XII w. Miejsce to by-wa penetrowane przez – wyposażonych w detektorymetali – poszukiwaczy skarbów. Obok postępującejdewastacji stanowiska rezultatem ich poszukiwańjest jedenaście monet z drugiej połowy XI w. (tzw.denary krzyżowe oraz jedna moneta czeska), któreznajdują się obecnie w zbiorach Muzeum Okręgowe-go w Pile.

Z racji swej wąskiej specjalizacji gospodarczej,społeczności cyklu wstęgowego niezmiennie zajmo-wały obszary o ciężkich, żyznych glebach. Siłą więcrzeczy nie stworzyły na omawianym obszarze gęstejsieci osadniczej. Niemniej jednak w oparciu o liczne

130

Jarosław Rola

Fot. 1. Zdjęcie lotnicze grodziska w Wolsku

jeszcze wtedy lokalne przeprawy (na podstawie ba-dania w rejonie Żuławki Małej wiadomo, że ówcze-sny poziom terasy dennej leżał około 1,5–2 m poniżejobecnego) podejmowane były wyprawy na południo-wą stronę doliny. Świadczy o tym szereg odkrytychtam „wstęgowych” narzędzi kamiennych (Smoczyń-ska 1953).

Wbrew do dziś powtarzanym opiniom dolina No-teci nigdy nie stanowiła bariery komunikacyjnej (wpewnych okresach była natomiast granicą kulturową,polityczną czy mentalną). Wraz z przekroczeniembarier ekologicznych przez społeczności środkowegoi późnego neolitu – identyfikowane z kulturami pu-charów lejkowatych i amfor kulistych – znaczącowzrosła gęstość sieci osadniczej (fot. 2). W ślad zatym na interesującym nas odcinku doliny Notecidoszło do ostatecznego ukształtowania i ustabilizo-wania sieci drożności. W jej obrębie najbardziej new-ralgiczne były rejony przeprawowe. Równocześniejednak miejsca te raz wybrane stawały się najbardziejstabilnymi punktami sieci szlaków – najbardziejtrwałymi elementami krajobrazu kulturowego (Rola2008, 2009, 2011). Były one niezmiennie wykorzysty-wane w kolejnych okresach chronologicznych, dośredniowiecza i nowożytności włącznie.

Na leżącym w obrębie powiatu pilskiego odcinkudoliny Noteci wyróżniają się dwie przeprawy: leżącew rejonie Ujścia–Nietuszkowa (fot. 3) oraz ŻuławkiMałej–Osieka n. Notecią. W obu przypadkach loka-lizacja jest nieprzypadkowa i związana z wykorzysta-niem pól wydmowych i wałów wydmowych w charak-terze naturalnych pomostów komunikacyjnych(poruszone: Krąpiec i in. 1996, Owsianny, Rataj-czak-Szczerba 2010). W oparciu o te formy, uzu-pełniane w razie potrzeby drewniano-ziemnymi kon-strukcjami przeprawowymi (Rola 2009), powstałystabilnie wykorzystywane przeprawy. Wokół nichrozwinęły się silne skupiska osadnicze, wyraźnie za-znaczone we wszystkich okresach chronologicznych.Szczególną, trudną jeszcze obecnie do precyzyjnego

wyjaśnienia dynamiką przemian osadniczych charak-teryzuje się strefa przeprawowa Żuławki Małej–Osieka n/Notecią. Przebiegający poprzez dolinę No-teci szlak komunikacyjny od paleolitu schyłkowegodo końca epoki brązu przebiegał konsekwentnie iniezmiennie wałem wydmowym, na którego północ-nym wierzchołku zlokalizowana jest Żuławka Mała.Z przyczyn trudnych obecnie do jednoznacznegowytłumaczenia z końcem epoki brązu – a na tych te-renach także ze schyłkiem funkcjonowania kulturyłużyckiej – strefa ta została całkowicie porzucona.Kolejna faza zasiedlenia tego miejsca nastąpiła do-piero w początkach XIX w., w ramach tak zwanegoosadnictwa fryderycjańskiego! Porzucenie rejonuŻuławki Małej nie zakończyło funkcjonowania oma-wianej strefy przeprawowej. Od początków epokiżelaza jej północny przyczółek przeniesiony został okilka kilometrów na wschód i znalazł się na tereniedzisiejszego Osieka n. Notecią. Jego obecność mani-festuje się w postaci bardzo wyraźnej koncentracjistanowisk archeologicznych, obejmującej reliktyosadnictwa ludności okresu halsztackiego, lateńskie-go, wpływów rzymskich (zarówno kultury wielbar-skiej, jak i przeworskiej), wędrówek ludów, wczesne-go i późnego średniowiecza oraz okresu nowożytne-go. W rezultacie dynamicznej rozbudowy Osieka odlat 70. ubiegłego wieku spora część stanowisk zostałabezpowrotnie zniszczona (informacje o znaleziskachw wykopach budowlanych mają bardzo nieoficjalnycharakter), niemniej jednak doszło tu do bardzo zna-czącego odkrycia. Na terenie dzisiejszego MuzeumKultury Ludowej, na powierzchni nie mniejszej niżokoło 4–5 ha, zidentyfikowano relikty ciałopalnegocmentarzyska. W rezultacie badań wykopalisko-wych, prowadzonych w latach 1972–1977 (przez pra-cowników Muzeum Okręgowego w Bydgoszczy), napowierzchni około 1 ha odkryto około 450 grobóworaz blisko 200 różnych palenisk. Groby i towa-rzyszące im obiekty były pozostałościami co najmniejczterech nekropoli, wykorzystywanych od okresuhalsztackiego do okresu wędrówek ludów (np. Sko-rupka 2006 i cytowana tam literatura). Niestety, z

131

Pradolina Toruńsko-Eberswaldzka drogą przemieszczania się społeczności prahistorycznej

Fot. 3. Relikty przeprawy przez Noteć na wysokości Nie-tuszkowa – Dziembówka

Fot. 2. Koncentracja stanowisk archeologicznych z neolitui wczesnej epoki brązu w rejonie strefy przeprawowej wŻuławce Małej

trudnych do zrozumienia powodów szczegółowe re-zultaty badań nie zostały dotąd opublikowane.

Poza dość dobrze rozpoznaną wyżej wymienionąstrefą niezwykle obiecująco rysuje się perspektywabadań węzła komunikacyjnego znajdującego się wsąsiedztwie przepraw w rejonie Ujścia–Nietuszkowai Piły Kaliny–Motylewa, zwłaszcza w świetle znale-zisk z okresu wpływów rzymskich (np. skarb ok. 5000srebrnych antoninianów z Piły–Leszkowa; Ciołek2006), w tym licznie ostatnio ujawnianych odkryćprzypadkowych.

Georóżnorodność doliny Noteci, na jej odcinkuleżącym w granicach powiatu pilskiego, nie pozostałaniezauważona przez bytujące tu społeczności pradzie-jowe, średniowieczne i wczesnonowożytne. Zaobser-wowana korelacja pozwala optymistycznie oceniaćperspektywy interdyscyplinarnych badań łączącychspecjalizacje naukowe ukierunkowane na rozpozna-nie przyrodniczych aspektów wspomnianej wyżej geo-różnorodności Nadnotecia oraz archeologii.

Literatura

Ausstellung., 1909. Ausstellung im Kaiser Fried-rich-Museum Vor- und Frühgeschichtliche Al-tertümer aus dem Gebiet der Provinz Posen. Po-sen.

Ciołek R., 2006. Skarb antoninianów z Piły: skarb,kasa legionowa, czy annua munera. W: H. Macha-jewski, J. Rola (red.), Pradolina Noteci na tle pra-dziejowych i wczesnośredniowiecznych szlakówhandlowych, Poznań, s. 245–251.

Grygiel R., 2008. Neolit i początki epoki brązu w re-jonie Brześcia Kujawskiego i Osłonek. T. II, cz. 3.Środkowy neolit. Grupa brzesko-kujawska kulturylendzielskiej. Łódź.

Kostrzewski J., 1923. Wielkopolska w czasach przed-historycznych. Poznań.

Kowalenko W., 1938. Grody i osadnictwo grodoweWielkopolski wczesnohistorycznej. Poznań.

Krąpiec M., Makowiecki D., Michczyński A., Nowa-czyk B., Pazdur A., Pazdur M.F., Polcynowie I. iM., Stępnik T., Suchorska-Rola M., Rola J., 1996.Drugi sezon interdyscyplinarnych badań na stan. 1w Żuławce Małej, gm. Wyrzysk, woj. pilskie (1993)Wielkopolskie Sprawozdania Archeologiczne IV:23–57.

Owsianny P.M., Ratajczak-Szczerba M., 2010. O po-trzebie ochrony przyrody nieożywionej w okoli-cach Piły. W: M. Ratajczak-Szczerba (red.),Człowiek i środowisko. Studium multidyscyplinar-ne. Studia i Prace z Geografii i Geologii 19:121–146.

Rączkowski W., 1987. Kultury neolityczne na Poje-zierzu Krajeńskim. Poznań.

Rola J., 2008. Neolityczne szlaki i drogi nadnotecia.W: J. Bednarczyk, J. Czebreszuk. P. Makarowicz,M. Szmyt (red.), Na pograniczu światów. Studia zpradziejów międzymorza bałtycko-pontyjskiegoofiarowane Profesorowi Aleksandrowi Kośko w60. rocznicę urodzin. Poznań, s. 461–468.

Rola J., 2009. Późnoneolityczny węzeł komunikacyj-ny w strefie środkowej Noteci (Żuławka Mała, gm.Wyrzysk). Poznań.

Rola J., 2011. Problem wyposażenia technicznegopółnocno-zachodniego (środkowoeuropejskiego)odcinka szlaków bałtycko-pontyjskiego Między-morza: przeprawa przez Noteć w Żuławce Małej –fenomen czy przeciętność? W: A. Kośko, M. Szmyt(red.), Nomadyzm a pastoralizm w międzyrzeczuWisły i Dniepru (neolit, eneolit, epoka brązu). Po-znań (w druku).

Skorupka T., 2006. Cmentarzyska z okresu rzymskie-go i wędrówek ludów w Osieku–Praczu, stan. 1,pow. Piła, woj. wielkopolskie. W: H. Machajewski,J. Rola (red.), Pradolina Noteci na tle pradziejo-wych i wczesnośredniowiecznych szlaków handlo-wych. Poznań, s. 217–229.

Smoczyńska L., 1953. Kultura ceramiki wstęgowej wWielkopolsce. Fontes Archaeologici Posnanien-ses, III: 1–84.

132

Jarosław Rola


Morfologia i litologia glacjalnej Rynny Jezior Kuźnickichkoło Piły

Bolesław Nowaczyk1, Paweł M. Owsianny1 ,2

1Instytut Geoekologii i Geoinformacji, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, ul. Dzięgielowa 27, 61–680 Poznań2Zamiejscowy Ośrodek Dydaktyczny UAM w Pile, ul. Kołobrzeska 15, 64-920 Piła, e-mail: [email protected]

Abstract: In the study the analysis of the Piła vicinity morphology are presented. Detailed remark was given on long,branchy glacial gully that runs form end morainic hills of Strączyn-Zawada oscillation to the south-west part of Piła. In the vi-cinity of Mały Puźnik Lake and Duży Kuźnik Lake the lithology with recognized and there was the thickness of biogenic de-posits determined.

Key words: streamway (Pradolina), glacial gully, peat, detritus gytia, calciferous gytia, calstic deposits

Wstęp

Rzeźba okolic Piły zawdzięcza swe powstanie bezpo-średniej działalności lądolodu i jego wód roztopo-wych, postglacjalnych wód płynących oraz procesóweolicznych. Wyraźnymi śladami obecności ostatnie-go lądolodu na tym obszarze są ciągi morenczołowych i rozległe płaty moreny dennej płaskiej ifalistej. Kozarski (1962) wyznacza na wschód od Piły(ryc. 1) moreny czołowe oscylacji wyrzyskiej, któreprzylegają od północy do Pradoliny Noteci-Warty iwyraźnie zaznaczają się w morfologii terenu. Wzgó-rza tej moreny w okolicy Rzadkowa wznoszą się na-wet do 186,7 m n.p.m. i do 192 m n.p.m. w DębowejGórze koło Wyrzyska. Ich wysokość względna do-chodzi do 25 m. Na zachód od doliny Gwdy badaczten znaczy wyraźny ciąg morenowy, zataczający wiel-ki łuk między Zawadą a Strączynem, nazywany oscy-lacją strączyńsko-zawadzką. Kulminacja tego ciąguosiąga wysokość 207,1 m n.p.m. przy wysokościachwzględnych rzędu 10–30 m.

Po wycofaniu się lądolodu na linię morenczołowych fazy pomorskiej rozpoczęło się kształto-wanie doliny Gwdy i Pradoliny Noteci-Warty. Prze-biegało ono początkowo pod wpływem działalnościwód roztopowych lądolodu, a następnie spływa-jących wód opadowych. W dolinie dolnej Gwdy Ko-zarski (1962) podobnie jak Ost (1932) znaczy pięćpoziomów terasowych. Terasa górna (IV) leży na wy-sokości 85–72 m n.p.m. i zajmuje (ryc. 1) największe

powierzchnie w dolinie. Formę tę ukształtowały wo-dy sandrowe fazy pomorskiej. Kolejna terasa toterasa środkowa (III), 75–62 m n.p.m. Jest ona do-brze wykształcona w całej dolinie. Nad dolną Gwdąwystępuje w postaci szczątkowej. Jej powierzchniajest o wiele mniejsza od terasy górnej. Sporadyczniew rozpatrywanej dolinie pojawia się terasa przejścio-wa (III/II) – 70–63 m n.p.m. Druga pod względemzajmowanego areału w dolinie Gwdy jest terasa dol-na (II) – 65–55 m n.p.m. Ostatnią z teras w rozpatry-wanym odcinku doliny jest terasa zalewowa (I) –59–51 m n.p.m. Charakteryzuje się ona różną szero-kością i w sposób ciągły występuje po obu brzegachrzeki. Terasy tego odcinka Gwdy oddzielone są odsiebie z reguły wyraźnymi krawędziami. Analizującmorfologię teras, zauważamy, że terasa górna (IV)cechuje się na znacznych powierzchniach niespo-kojną rzeźbą. Jest ona szczególnie widoczna napółnoc od Piły, gdzie w obniżeniach znajduje się kil-ka jezior. Część tych zagłębień stanowiła przedmiotbadań, których celem było przedstawienie ich rozwo-ju oraz rozpoznanie litologii wybranych fragmentówden tych form.

Morfologia rynny glacjalnej Kuźnik

W okolicy Piły ciągnie się głęboka, długa, rozgałęzio-na na kilka odnóg rynna glacjalna o stromych zbo-czach i niewyrównanym profilu podłużnym, zwana

133

Rynnną Jezior Kuźnickich (Owsianny 2006, 2009).W tej rynnie znajduje się kilka różnej wielkości jeziororaz kilka zagłębień bezodpływowych o różnymkształcie i równina akumulacji biogenicznej. Rozpa-trywana rynna zaczyna się w pobliżu Bukowej Góry(na wschód od Wiesiółki) i ciągnie się w kierunkupołudniowo-wschodnim do leśniczówki Łubianka, apotem ma orientację południkową aż do południo-wo-zachodnich fragmentów Piły, gdzie się kończy.Początek tej formy usytuowany jest w obrębie morenczołowych oscylacji strączyńsko-zawadzkiej (Kozar-ski 1962) i leżących w zachodniej części doliny Gwdypoziomów terasowych, początkowo najwyższego(IV), a następnie środkowego (III). W tym ostatnimzaznacza się tylko w litologii. Terasa najwyższa napółnocy ma wysokość około 85 m n.p.m. i obniża sięw kierunku południowym, osiągając w Kotlinie Uj-skiej Pradoliny Noteci-Warty około 72 m n.p.m. Te-

rasa środkowa przylega od wschodu do rynny, a po-niżej Jeziora Rudnickiego zajmuje obszar rynny wsensie litologicznym. W okolicy Dobrzycy leży onana wysokości około 75 m n.p.m. i obniża się do 62 mn.p.m. w Pile.

Etapy rozwoju rynny glacjalnej

Rynna glacjalna Kuźnik leży na północ od morenczołowych oscylacji czarnkowskiej i subfazy chodzie-skiej, a na północy wkracza w obręb morenczołowych oscylacji wyrzyskiej i strączyńsko-zawadz-kiej (ryc. 1), w której się zaczyna (Kozarski 1962,1995). Jej kształtowanie, które można zinterpreto-wać z użyciem schematu zaproponowanego przezNowaczyka (1994, 2006, tutaj patrz ryc. 2), rozpo-częło się w czasie stacjonowania ostatniego lądolodu

134

Bolesław Nowaczyk, Paweł M. Owsianny

Ryc. 1. Mapa geomorfologiczna okolic Piły według Kozarskiego (1962) ze zmianami1 – moreny czołowe subfazowe, 2 – moreny czołowe oscylacyjne, 3 – moreny czołowe bez wyraźnej przynależności, 4 – subfaza chodzieska(FCh), 5 – oscylacja sypniewsko-sielecka (OSS), 6 – oscylacja czarnkowska (OCz), 7 – oscylacja wyrzyska (OW), 8 – oscylacja strączyń-sko-zawadzka (OSZ), 9 – sandry starsze od oscylacji czarnkowskiej, 10 – sandr i terasa oscylacji czarnkowskiej, 11 – sandr i terasa oscylacjichodzieskiej, 12 – sandry młodsze od fazy chodzieskiej, 13 – terasa górna, 14 – terasa środkowa, 15 – terasa przejściowa, 16 – terasa dolna,17 – terasa zalewowa, 18 – wydmy, 19 – krawędzie erozyjne, 20 – jeziora

na linii wyznaczonej przez moreny czołowe wymie-nionych wyżej oscylacji czarnkowskiej i subfazy cho-dzieskiej, a więc około 17 700 lat BP (Kozarski 1995).Wówczas wody roztopowe spływające z powierzchnilądolodu szczelinami i kominami do jego podłoża or-ganizowały się w podlodowcowy system odwodnie-nia. Płynęły one w tunelu lodowcowym lub w szczeli-nie lodowcowej zorientowanych prostopadle doczoła lądolodu. Wody te znajdowały się pod ciśnie-niem hydrostatycznym, a więc posiadały dużą ener-

gię. W podłożu zbudowanym z różnych skał klastycz-nych (gliny morenowej, piasku, żwiru, iłów warwo-wych, iłów plioceńskich) i osadów biogenicznychwody wyerodowały głęboką rynnę (ryc. 2, I, II).Określenie głębokości tej formy bez licznych głębo-kich wierceń na obecnym etapie badań nie jest możli-we. Po pewnym czasie, najprawdopodobniej wskuteknawet niewielkich ruchów lądolodu, nastąpiło zawa-lenie się stropu tunelu lodowcowego lub oberwaniebrył lodu ograniczającego szczelinę w lądolodzie

135

Morfologia i litologia glacjalnej Rynny Jezior Kuźnickich koło Piły

Ryc. 2. Etapy rozwoju rynny Rynny Jezior Kuźnickich w oparciu o schemat Nowaczyka (1994, 2006)1 – osady podłoża (gliny morenowe, iły, mułki, piaski, żwiry), 2 – lód lodowcowy, 3 – osady fluwioglacjalne i morenowe złożone na bryłachmartwego lodu, 4 – osady sandrowe i glina morenowa, 5 – roślinność tundrowa obszarów podmokłych, 6 – torf, 7 – osady jeziorne, 8 –wody jeziorne

(ryc. 2III). Bryły te wypełniły formę negatywną, jakąstanowiła wyerodowana rynna. Należy sądzić, że nieprzylegały one ściśle do siebie. Znajdowały się mię-dzy nimi przestrzenie pozbawione lodu. W po-wstałym w lądolodzie obniżeniu nadal płynęły wodyroztopowe, niosące znaczne ilości rumowiska skalne-go. Początkowo było ono deponowane we wszystkichpustych przestrzeniach, a po ich wypełnieniu na po-wierzchni brył lodu. To zasypanie osadami klastycz-nymi brył lodu mogło osiągać wartość wielu metrów(ryc. 2IV). Osady te chroniły lód przed wytapianiemsię.

Poprawa warunków klimatycznych i/lub zmniej-szona dostawa lodu doprowadziły do zaniku lądolo-du z obszaru sąsiadującego z rynną i pozostawieniawarstwy gliny morenowej oraz osadów ablacyjnych wjej sąsiedztwie (ryc. 2V). Lód zalegający w rynnie gla-cjalnej konserwowany był przez spoczywającą na nimwarstwę osadów fluwioglacjalnych i ablacyjnych.Wówczas w rzeźbie rynna niekoniecznie musiała sięzaznaczać. Po wycofaniu się lądolodu na linię morenczołowych fazy pomorskiej (16 200 lat BP) rozpo-częła się akumulacja rozległych stożków sandrowychi sandrów dolinnych na jej przedpolu związana z roz-patrywanym postojem. W tym czasie akumulowanybył rozległy sandr Gwdy. Najwyższą terasę (IV) wobrębie doliny Gwdy należy wiązać właśnie zodpływem wód sandrowych. Zatem na osadach po-chodzących z czasu depozycji serii fluwioglacjalnej

na bryłach lodu zalegającego w rynnie glacjalnej orazz okresu zaniku lądolodu, po uformowaniu się oma-wianej rynny glacjalnej w okolicy Piły, złożona zo-stała warstwa piasków i żwirów sandrowych fazy po-morskiej. Dalsza poprawa warunków klimatycznych,która w kilku punktach Polski przypadła na intersta-diał bølling, spowodowała zapoczątkowanie wyta-piania się brył pogrzebanego lodu (Nowaczyk 1994,Kozarski, Nowaczyk 1999, Wojciechowski 2000 i in.).

Rozpatrując sytuację geomorfologiczną rynny, awięc usytuowanie jej również w obrębie terasy środ-kowej (III), nie można wykluczyć, że bryły lodu womawianej rynnie Kuźnik zaczęły wytapiać się w po-danym wyżej interstadiale. Zdaniem Kozarskiego(1962) terasa ta powstała w najstarszym dryasie. Za-tem dopiero po tym stadiale mógł rozpocząć się pro-ces wytapiania brył pogrzebanego lodu. Nie znaczyto, że rozpoczął się rzeczywiście w bøllingu. Mógłnastąpić później, ale rozwiąże ten problem dopierodatowanie radiowęglowe lub palinologiczne osadówz dna zbiorników akumulacji biogenicznej lub jezior.Z zapoczątkowaniem procesu wytapiania się bryłlodu wiąże się podtopienie osadów spoczywającychna nich, sprzyjające rozwojowi roślinności. Po jej ob-umarciu wytworzyła się warstewka torfu (ryc. 2VI) omiąższości od kilku milimetrów do kilku centyme-trów, powszechnie występująca na mineralnym dnierynien glacjalnych (Więckowski 1966, 1993, Nowa-czyk 1967, 1976, 1994, Gołębiowski 1976, Tobolski

136


Ryc. 3. Przekroje geologiczne przez wybrane zbiorniki w akumulacji biogenicznej w Rynnie Jezior Kuźnickich (zachodniaczęść Rezerwatu Przyrody Kuźnik1 – piaski i żwiry, 2 – torfy na dnie zbiornika, 3 – gytia wapienna, 4 – gytia detrytusowa o konsystencji galaretowatej, 5 – torf, 6 – woda je-ziorna, 7 – wiercenia, lokalizacja przekrojów A–C na ryc. 4

1977, Hjelmroos-Ericsson 1981, Szupryczyński 1988,Błaszkiewicz 1998, 2005, Wojciechowski i in. 2000) wwielu punktach Polski, w tym i w omawianej rynnie wokolicy Piły (ryc. 3). Dalsza poprawa warunków kli-matycznych (średnie roczne temperatury powietrzawyższe od 0°C) sprzyjała postępującemu wytapianiusię brył pogrzebanego lodu. Powstawały początkowopłytkie, a następnie coraz głębsze (ryc. 2VIII, IX) je-ziora. Ich zasięg był znacznie większy od obecnie ob-serwowanych. W wielu jeziorach poziom wody byłwyższy od dzisiejszego i podlegał wahaniom. Złożo-na w bagniskach warstewka torfu została zatopionawraz z podścielającymi ją osadami mineralnymi, spo-czywającymi na bryłach pogrzebanego lodu. Na zato-pionym torfie złożona została warstwa gytii różnychrodzajów i konsystencji o zróżnicowanej miąższościod zaledwie kilku centymetrów do kilku metrów.Akumulacja osadów biogenicznych, najpierw gytii, aw końcowej fazie wypełniania zbiorników torfów do-prowadziła do zmniejszenia się pierwotnej po-wierzchni jezior lub do całkowitego ich zaniku. Po-wstały równiny akumulacji biogenicznej (ryc. 2X ).

Litologia dna rynny glacjalnejw zachodniej części RezerwatuPrzyrody Kuźnik

Litologie dna fragmentu omawianej glacjalnej Ryn-ny Jezior Kuźnickich można prześledzić na podsta-wie wyników badań przeprowadzonych w zachodniejczęści Rezerwatu Przyrody Kuźnik. Równina aku-mulacji biogenicznej sąsiadująca z jeziorami MałyKuźnik Mały i Kuźnik Duży stanowiła przedmiotszczegółowych badań geologicznych. W kilku liniach(10) profilowych usytuowanych prostopadle do osimorfologicznej rynny wykonano 48 wierceń świdremtorfowym Instorf. W oparciu o te wierceniasporządzono przekroje geologiczne. Analiza profiliwierceń i przekrojów (ryc. 3) wykazuje, że na pia-skach średnioziarnistych, gruboziarnistych, miejsca-mi z domieszką ziarn żwiru, w nielicznych miejscachspoczywa cienka warstewka torfu, podobna do tychopisanych z wielu rynien glacjalnych z obszaru Polski(Więckowski 1966, 1993, Nowaczyk 1967, 1976,1994, Tobolski 1977, Hjelmroos-Ericsoon 1981, Szu-pryczyński 1988, Błaszkiewicz 1998, 2005 i in.). Natorfie tym zalegającym w nielicznych miejscach i napiaskach leży gytia wapienna i detrytusowa o barwiebiałej, beżowej, jasnooliwkowej do szarej, prawieczarnej. Mają one konsystencję galaretowatą. Częśćz tych osadów jest zwięzła. Gytia osiąga miąższość odzaledwie kilkunastu centymetrów do kilku metrów.Największe miąższości gytii rozpoznano w odległości10 m od północnego brzegu jeziora Kuźnik Mały(ryc. 4) oraz około 65 m od zachodniego brzegu tegojeziora. Miąższość gytii w tym pierwszym miejscu wy-nosi 10,15 m, w drugim 10,28 m. Na gytii, a czasami

137

Morfologia i litologia glacjalnej Rynny Jezior Kuźnickich koło Piły

Ryc. 4. Mapa litologiczna i miąższości osadów biogenicz-nych fragmentu Rynny Jezior Kuźnickich (zachodniaczęść Rezerwatu Przyrody Kuźnik)1 – osady klastyczne-mineralne (piaski i żwiry sandrowe i tera-sowe, gliny morenowe), 2 – osady biogeniczne, 3 – sieć hydro-graficzna-jeziora, cieki, 4 – miąższości osadów biogenicznych, 5– drogi i dukty leśne, 6 – inie przekrojów geologicznych, zaczer-nionym kółkiem zaznaczono pojedyncze wiercenia, czerwonekółko – analizowane rdzenie Ku1, Ku3, Ku4

na piaskach spoczywa warstewka torfu akumulowa-na w końcowej fazie zaniku jeziora.

Wykonane wiercenia posłużyły do skonstruowa-nia mapy miąższości (ryc. 4) osadów biogenicznych wwybranym fragmencie dna rynny glacjalnej KuźnikPobrane rdzenie poddano także analizom geoche-micznym (Owsianny i in. 2011, w tym tomie). Auto-rzy zdają sobie sprawę z tego, że jest to pewne przy-bliżenie, ale obszary jezior są trudno dostępne dobadań geologicznych i wymagają odpowiedniegosprzętu i dużych środków finansowych. Takie rozpo-znanie litologii i miąższości osadów biogenicznychumożliwia dalsze interdyscyplinarne badania paleo-geograficzne.

Literatura

Błaszkiewicz M., 1998. Dolina Wierzycy, jej genezaoraz rozwój w późnym plejstocenie. Instytut Geo-grafii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN,Dokumentacja Geograficzna, 10.

Błaszkiewicz M., 2005. Późnoglacjalna i wczesnoho-loceńska ewolucja obniżeń jeziornych na Pojezie-rzu Kociewskim (wschodnia część Pomorza). Pol-ska Akademia Nauk, Instytut Geografii iPrzestrzennego Zagospodarowania im. StanisławaLeszczyckiego, Prace Geograficzne, 201.

Gołębiewski R., 1976. Osady denne Jezior Raduń-skich. Gdańskie Towarzystwo Naukowe, WydziałV Nauk o Ziemi.

Hjelmroos-Ericsson M., 1981. Holocene develop-ment of Lake Wielkie Gacno, northwestern Po-land. University of Lund, Department of Quterna-ry Geology, Thesis, 10.

Kozarski S., 1962. Recesja ostatniego lądolodu zpółnocnej części Wysoczyzny Gnieźnieńskiej akształtowanie się Pradoliny Noteci-Warty. Poznań-skie Towarzystwo Przyjaciół Nauk, Prace KomisjiGeograficzno-Geologicznej, 2, 3.

Kozarski S., 1995. Deglacjacja północno-zachodniejPolski: warunki środowiska i transformacja geosys-temu (~20 ka 10 ka BP). Instytut Geografii iPrzestrzennego Zagospodarowania PAN, Doku-mentacja Geograficzna, 1.

Kozarski S., Nowaczyk B., 1999. Paleogeografia Pol-ski w vistulianie. W: L. Starkel (red.), GeografiaPolski, środowisko przyrodnicze. WydawnictwoNaukowe PWN, Warszawa, s. 79–103.

Nowaczyk B., 1967. Wydmy i eoliczne piaski pokry-wowe między Skokami a Mieściskiem. Badania Fi-zjograficzne nad Polską Zachodnią, 19: 197–219.

Nowaczyk B., 1976. Geneza i rozwój wydm śródlądo-wych w zachodniej części Pradoliny Warszaw-

sko-Berlińskiej w świetle badań struktury, uziar-nienia i stratygrafii budujących je osadów.Poznańskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk, PraceKomisji Geogr.-Geol. 16.

Nowaczyk B., 1994. Wiek jezior i problemy zanikubrył pogrzebanego lodu na przykładzie sandruBrdy w okolicy Charzykowy. Acta Universitatis Ni-colai Copernici, Geografia, 27: 97–110.

Nowaczyk B., 2006. Geneza jezior na sandrze Brdy.W: G. Kowalewski, K. Milecka (red.), Jeziora i tor-fowiska Parku Narodowego Bory Tucholskie. Ofi-cyna Wydawnicza Forest, s. 43–52.

Owsianny P.M., 2006. Dynamika procesów ekologicz-nych zróżnicowanych zlewniowo jezior RezerwatuPrzyrody Kuźnik (Wielkopolska) na tle badań fyko-logicznych i geochemiczno-hydrologicznych. Manu-skrypt rozprawy doktorskiej. Uniwersytet im. A.Mickiewicza, Zakład Hydrobiologii, Poznań.

Owsianny P.M. (red.), 2009. Rynna Jezior Kuźnic-kich i rezerwat przyrody Kuźnik – bioróżnorod-ność, funkcjonowanie, ochrona i edukacja. Mu-zeum Stanisława Staszica, Piła.

Owsianny P.M., Nowaczyk B., Sobczyński T., 2011.Stratygraficzne zróżnicowanie wybranych cechgeochemicznych osadów równin akumulacji bioge-nicznej przylegających do jezior Kuźniczek, Ku-źnik Mały i Kuźnik Duży w Rezerwacie PrzyrodyKuźnik. Landform Analysis 16: 139-147.

Ost H.G., 1932. Morphologische Studien im Drage –und Küddowgebiet. Abh. Ber. Grenzm. Ges. Erf.Pfl. Heima, VII Jg.

Szupryczyński J., 1988. Morphology and ice meltingin a Pomerania outwash plain, Wda valley. Geo-graphia Polonica, 55: 173–179.

Tobolski K., 1977. Materiały do późnoglacjalnej hi-storii roślinności Polski północno-zachodniej (cz.II). Badania Fizjograficzne nad Polską Zachodnią,30, A: 85–91.

Więckowski K., 1966. Osady denne Jeziora Mikołaj-skiego. Instytut Geografii PAN, Prace Geograficz-ne, 57.

Więckowski K., 1993. Dotychczasowy stan rozpozna-nia osadów dennych „Na Jazach” – cechy makro-skopowe. W: M. Ralska-Jasiewiczowa (red.), Je-zioro Gościąż – stan badań nad osadami dennymi iśrodowiskiem współczesnym. Polish Botanical Stu-dies Guidebook, series 8: 77–92.

Wojciechowski A., 2000. Zmiany paleohydrologicz-ne w środkowej Wielkopolsce w ciągu ostatnich12 000 lat w świetle badań osadów jeziornych rynnykórnicko-zaniemyskiej. Wydawnictwo NaukoweUAM, seria Geografia, 63.

138



Stratygraficzne zróżnicowanie wybranych cechgeochemicznych osadów równin akumulacji biogenicznej

przylegających do jezior Kuźniczek, Kuźnik Małyi Kuźnik Duży w Rezerwacie Przyrody Kuźnik

Paweł M. Owsianny1, 2, Bolesław Nowaczyk1, Tadeusz Sobczyński3

1Instytut Geoekologii i Geoinformacji, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, ul. Dzięgielowa 27, 61-680 Poznań2Zamiejscowy Ośrodek Dydaktyczny UAM w Pile, ul. Kołobrzeska 15, 64-920 Piła3Zakład Analizy Wody i Gruntów, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, , ul. Drzymały 24, 60-613 Poznańe-mail: [email protected]

Abstract: The article shows the stratigraphic diversity of chosen geochemical features of peatbogs deposits that are adjacentto Lakes Kuźniczek, Kuźniczek Mały and Kuźniczek Duży in Kuźnik wildlife reserve. Palaeoecological analysis of accumula-tion biogenic basins depositscan enable reconstructions of main changes of habitat conditions during the nearest history.Analysis of deposits lithology and geochemistry make possible to define hydrological conditions indispensable to producespecial genetic types.

Key words: lake, water basin, biogenic accumulation plain, gytia, peat, geochemistry

Wstęp

Badania paleoekologiczne osadów zbiorników aku-mulacji biogenicznej umożliwiają przeprowadzenierekonstrukcji zmian głównych charakterystyk warun-ków siedliskowych w obrębie wcześniejszej ich histo-rii. Analiza litologii i geochemii osadów pozwalaokreślić, w jakich warunkach hydrologicznych wy-tworzone zostały ich określone typy genetyczne (m.in. Wojciechowski 1987, Ralska-Jasiewiczowa, Star-kel 1988, Borówka 1992, Więckowski 1993a, b, No-waczyk 1994b, Wojciechowski 2000). W zbiornikachjeziornych wytworzone zostają gytie, które wraz zezwiększającą się głębokością oraz częściowo zezmianą charakteru troficznego, zmieniają się z detry-tusowych na wapienne. W strefach brzegowych, ocharakterze telmatycznym, wytworzone zostają na-tomiast różnego rodzaju torfy. Zawierać one mogąprzewarstwienia mineralne, których pochodzeniejest najczęściej efektem procesów brzegowych izmian poziomu lustra wody. W wypadkach wzrostupoziomu jezior zostają przykryte osadami limniczny-mi (por. Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1988, Nowa-czyk 1994a, Wojciechowski 2000). Zmiana litologii

osadów biogenicznych w obrębie zbiornika akumula-cyjnego jest zatem powszechnie interpretowana jakozmiana warunków hydrologicznych.

Charakterystyka geochemiczna osadów pozwalauszczegółowić przemiany siedliskowe związane z dy-namiką poziomu lustra wody, co dobrze oddaje kon-centracja węglanu wapnia, materii organicznej, wap-nia, żelaza czy miedzi w osadach (Pawlikowski i in.1982, Pazdur, Starkel 1989, Borówka 1992). Spadko-wi poziomu lustra wody towarzyszy najczęściejwzrost wskaźników Fe/Ca, Fe/Mn i Cu/Zn. Dodatko-wo zmiany zależności pomiędzy żelazem a wapniemzwiązane są także z ewolucją statusu troficznegoekosystemu (Wojciechowski 2000).

Podstawowym celem badań w prezentowanymopracowaniu jest zarysowanie na podstawie zmianwybranych cech wskaźnikowych osadów z pobranychrdzeni reperowych, przebiegu ważniejszych zmianhydrologicznych, jakim podlegały ekosystemy jezior-no-torfowiskowe Kuźniczek, Kuźnik Mały i KuźnikDuży leżące w okolicach Piły (Owsianny 2006, 2009,Nowaczyk, Owsianny 2011). Powyższe fakty wpowiązaniu z koncepcją rozwoju rynien i jezior gla-cjalnych według Nowaczyka (1994a, b, 2004) oraz

139

B. Nowaczyka i P.M. Owsiannego (2011, w tymtomie) pozwolą przeprowadzić retrospekcję ewolucjilimnologicznej badanych ekosystemów.

Metody badań

Z równiny akumulacji biogenicznej nad jezioramiKuźniczek, Kuźnik Mały i Kuźnik Duży w Rezerwa-cie Przyrody Kuźnik położonym w Rynnie Jezior Ku-źnickich (ryc. 1) pobrano w rynienki PVC rdzenie doanaliz laboratoryjnych, których lokalizacja przedsta-wiona jest na rycinie 4 w opracowaniu B. Nowaczykai P.M. Owsiannego (2011, w tym tomie). Analizomgeochemicznym poddano po jednym rdzeniu z cen-tralnych części równin akumulacji biogenicznej

(Ku3, Ku1 i Ku4) przy każdym z obecnie wystę-pujących jezior. Próby do analiz geochemicznych wprzypadkach większej zmienności osadów obejmo-wały kolejne odcinki rdzeni o miąższości od 2 do 10cm, w sytuacji jednolitości genetycznej na dłuższychodcinkach rdzeni pobierano niekiedy co drugi z10-centymetrowych odcinków. Analizy laboratoryj-ne zawartości materii organicznej, Ca, Mg, Fe, Mn,Na, Cu i Zn w osadach wszystkich rdzeni oraz dodat-kowo Pb i Ni w większej części rdzenia Ku1 przepro-wadzono zgodnie z obowiązującymi standardami(Sobczyński i in. 1996, Elbanowska i in. 1999, Sob-czyński, Głosińska 2001). Średnie arytmetyczne, za-kresy zmienności i tendencje centralne analizowa-nych geochemicznych właściwości osadów womawianych rdzeniach, jak też wykresy grupowania

140

Paweł M. Owsianny, Bolesław Nowaczyk, Tadeusz Sobczyński

Ryc. 1. Mapka sytuacyjna terenu badań

aglomeracyjnego danych zawiera praca Owsiannego(2006). Do opracowania i zobrazowania wyników ba-dań wykorzystano programy Statistica 6.0, MicrosoftOffice–Windows XP (licencja UAM). Do prezenta-cji stratygraficznego zróżnicowania badanych cha-rakterystyk geochemicznych osadów użyto wersji de-monstracyjnej programu C2 data analysis 1.3(Juggins 2003).

Charakterystyka geochemicznawybranych rdzeni osadówbiogenicznych

Rdzeń Ku4 – o długości 450 cm pobrany został wobrębie północnej części równiny akumulacji bioge-nicznej nad jeziorem Kuźniczek (patrz ryc. 4 w opra-cowaniu Nowaczyka i Owsiannego 2011, w tym to-mie). Obejmował on 415 cm osadów organicznychoraz 35 cm materiału podłoża. Opis litologicznyrdzenia (tab. 1), zawierający charakterystykę głów-

nych typów genetycznych osadów, ich barwy i ewen-tualnej zawartości widocznych szczątków roślinnychi pozostałości malakofauny, pozwala stwierdzić, żeobejmował on torf mszysty oraz gytię detrytusowągalaretowatą zalegającą bezpośrednio na piaskachśrednioziarnistych, będących materiałem podłoża.

Pobrany rdzeń do badań nie obejmował, stwier-dzonej litologicznie w kilku innych punktach nad je-ziorem Kuźniczek, gytii węglanowej pomiędzy pia-skami a gytią detrytusową (patrz ryc. 3 – Nowaczyk iOwsianny 2011, w tym tomie). Dokumentuje onzmiany zachodzące w płytkowodnej strefie zbiornikawodnego, najprawdopodobniej o humotroficznymcharakterze, w obrębie której z czasem wykształciłosię torfowisko. Rdzeń Ku4 wyróżnia się bardzo wy-soką zawartością materii organicznej w osadach nacałej długości, na co wskazują tendencje centralne tejcechy (kwartyl dolny–kwartyl górny: 88,86–94,52%materii org.). W obrębie tego rdzenia zauważa się ta-kże stosunkowo niewielką zawartość wapnia (ten-dencje centralne: 11,88–22,26 mg/g s.m.), z przeja-wiającym się dodatkowo ogólnym trendem spadkukoncentracji od spągu do stropu osadów biogenicz-nych. Odnotowano wysokie wartości cynku, a takżemiedzi (tendencje centralne: 13,87–31,78 µgZn/gs.m.; 3,03–5,28 µgCu/g s.m.). Na tle wszystkich trzechomawianych rdzeni w obrębie osadów rdzenia Ku4stwierdzono najwyższe zawartości materii organicz-nej, sodu, magnezu, żelaza oraz cynku w suchej ma-sie osadów (wartości maksymalne: 96,41% materiiorg.; 3,77 mgNa/g; 9,45 mgMg/g; 17,57mgFe/g; 72,19µg/g). W obrębie pobranego nad Kuźniczkiem rdze-nia najwyższe cechy zdecydowanej większości bada-nych charakterystyk fizyczno-chemicznych osadów

141

Stratygraficzne zróżnicowanie wybranych cech geochemicznych osadów torfowisk...

Tabela 1. Opis litologiczny rdzenia osadów z centralnejczęści równiny akumulacji biogenicznej przylegającej odpółnocy do jeziora Kuźniczek (Ku4)

Głębokość [cm] i opis osadu

0–190: Torf: 0–23

23–190

torf mszysty;

torf mszysty słaborozłożony, brunatny;

190–415: Gytiadetrytusowa:

gytia detrytusowa galaretowata;

415–450: Piaski: średnioziarniste z grubszymi ziarnami

Ryc. 2. Diagram geochemiczny rdzenia osadów Ku4 z równiny akumulacji biogenicznej przylegającej od północy do jezioraKuźniczek

stwierdzano w najpłytszych bądź w najgłębszych jegopartiach (ryc. 2). Grupowanie aglomeracyjne próbosadów pobranych z omawianego rdzenia (patrzOwsianny 2006) pozwoliło wyznaczyć 6 poziomówgeochemicznych, uwidaczniających m.in. fizycz-no-chemiczną niejednorodność występujących wjego obrębie gytii detrytusowej i torfu (ryc. 2).

Rdzeń Ku3 – o długości 650 cm pobrany zostałw obrębie zachodniej części równiny akumulacji bio-genicznej nad jeziorem Kuźnik Mały (patrz ryc. 4 –Nowaczyk i Owsianny 2011, w tym tomie). Obejmo-wał on 615 cm osadów organicznych oraz zalę-gających pod nimi 35 cm materiału podłoża w postacipiasków średnio- i drobnoziarnistych. Opis litolo-giczny rdzenia zawiera tabela 2.

Stropową warstwę osadów biogenicznych stano-wią torfy, pod którymi zalegają miąższe pokłady gy-tii. Charakter gytii wskazuje na zmienne warunkigłębokościowe zbiornika wodnego, ponieważ wystę-pują kilkakrotne przewarstwienia jej wapiennych idetrytusowych bądź detrytusowo-wapiennych posta-ci. Badany rdzeń osadów dokumentuje na znacznejswej długości procesy zachodzące w zbiorniku głębo-kowodnym, który stopniowo ulegał wypłycaniu w dy-namicznych warunkach hydrologicznych, aż docałkowitego wypełnienia osadami i zarośnięcia tejczęści zbiornika wodnego. Pomiędzy pokładami gytiia podłożem mineralnym odnotowano stosunkowomiąższą warstewkę torfu (tab. 2).

Osady rdzenia Ku3 charakteryzują się znacznąrozpiętością większości badanych cech geochemicz-nych, zwłaszcza zawartości materii organicznej, wap-

nia i miedzi (tendencje centralne: 12,53–84,93%mat. org. w s.m.; 58,85–166,99 mgCa/g s.m.;1,24–7,39 µgCu/g s.m.). W obrębie spągowej warstwyosadów biogenicznych, po początkowych zaburze-niach, obserwuje się dość stabilne warunki funkcjo-nowania zbiornika wodnego, udokumentowanewzględnie stałym poziomem badanych cech osadów(ryc. 3). Następnie odnotowuje się ogólne trendywzrostowe zawartości materii organicznej, sodu, po-tasu oraz spadek niektórych pozostałych parame-trów (zwłaszcza manganu). Grupowanie aglomera-cyjne prób osadów omawianego rdzenia napodstawie ich właściwości geochemicznych (patrzOwsianny 2006) pozwoliło wyznaczyć 7 odrębnychpoziomów (ryc. 3).

Rdzeń Ku1 – o długości 400 cm pobrany zostałw obrębie zachodniej części równiny akumulacji bio-genicznej nad jeziorem Kuźnik Duży (patrz ryc. 4 –Nowaczyk i Owsianny 2011, w tym tomie). Obejmo-wał on 375 cm osadów organicznych poniżej po-wierzchni terenu oraz zalęgającego pod nimi 15 cmmateriału podłoża w postaci piasków średnioziarni-stych. Opis litologiczny rdzenia Ku1 zawiera tabela 3.Stropową warstwę osadów stanowią torfy, pod który-mi zalęgają pokłady dość zróżnicowanej gytii. Cha-rakter gytii wskazuje na zmienne warunki głęboko-ściowe zbiornika wodnego, zwłaszcza w okresiepowstawania jej warstwy stropowej. Badany rdzeńosadów dokumentuje na znacznej swej długości pro-cesy zachodzące w strefie zbiornika wodnego o śred-niej głębokości, który ulegał wypłycaniu w zmien-nych warunkach hydrologicznych. Pomiędzy

142


Tabela 2. Opis litologiczny rdzenia osadów z centralnej części równiny akumulacji biogenicznej przylegającej od północy dojeziora Kuźnik Mały (Ku3)


0–140:

Torf

0–12 torf mszysty barwy jasnooliwkowej

12–140 torf brunatny

140–596: Gytie wapienna, detrytusowa idetrytusowo-wapienna

140–183 gytia detrytusowi, brązowa

183–225 gytia wapienna kremowa z malakofauną

225–256 gytia detrytusowa

256–280 gytia wapienna ciemnobeżowa z dość dużąilością malakofauny

280–320 gytia detrytusowo-wapienna brązowa

320–337 gytia detrytusowo-wapienna jasnobrą-zowa, w spągu fragment korzenia

337–490 gytia wapienna beżowa

490–500 gytia wapienna ciemnooliwkowa

500–589 gytia wapienna beżowa

589–596 gytia wapienna oliwkowa

596–615: Torf torf z fragmentami gałązek

615–650: Piaski piaski średnio i drobnoziarniste, w stropie ziarna żwiru

pokładami gytii a podłożem mineralnym odnotowa-no torfy przewarstwione żwirem i piaskiem grubo-ziarnistym (tab. 3).

Pod względem cech geochemicznych osady rdze-nia Ku1 wyróżniają się na tle omawianych rdzeni zpozostałych stanowisk najwyższą zawartością wapnia(tendencje centralne: 108,18–411,65 mgCa/g s.m.;wartość maksymalna 765,5 mgCa/g s.m.) oraz naj-większą rozpiętością tendencji centralnych koncen-tracji żelaza (0,38–3,69 mg/g s.m.). Jedynie w obrębietego rdzenia analizowano zawartość ołowiu i niklu wosadach (ryc. 4). Na uwagę zasługują zmiany zawar-tości wymienionych pierwiastków w torfie czarnym,w stropowej części rdzenia. We frakcji detrytusowejtorfu czarnego (130–47 cm p.p.t.) odnotowano szcze-gólnie niskie wartości ołowiu (2,53–5,57 µg/g),znacznie niższe niż w głębszej części rdzenia (śred.11,2 µg/g). Gwałtowną tendencję wzrostu koncentra-cji tego metalu zarejestrowano wraz z przejściemosadów w coraz płytsze warstwy czarnych torfów gru-bodetrytusowych. Na samej powierzchni osadów bio-genicznych (9–0 cm p.p.t.), stwierdzono aż 49,98µgPb/g suchej masy osadu. W przypadku niklu udo-kumentowano trend wzrostowy stężenia metalupocząwszy od spągu czarnych torfów detrytusowychdo strefy spągowej postaci mazistych (maks. wartość7,79 µgNi/g s.m.), po czym tendencję spadkową dopowierzchni osadów biogenicznych. Na podstawiegrupowania aglomeracyjnego prób osadów (patrzOwsianny 2006) wyróżniono 6 poziomów geoche-micznych (ryc. 4).

Zmiany wskaźników geochemicznychw rdzeniach osadów akumulacjibiogenicznej

Wahaniom poziomu lustra wody w zbiorniku towa-rzyszą nie tylko zmiany samych koncentracji zawar-tości wybranych związków czy pierwiastków che-micznych w osadach tworzących się na jego dnie.Dynamikę hydrologiczną opisują także zależnościpomiędzy wybranymi z cech fizyczno-chemicznych,zwłaszcza te spośród nich, które związane są zezmianą potencjału oksydacyjno-redukcyjnego. Donajczęściej wskazywanych wskaźników spadku po-ziomu wody należą zwiększające się poziomy warto-ści wskaźników Fe/Mn i Cu/Zn. Zmiany zależnościpomiędzy żelazem a wapniem związane są też z ewo-lucją statusu troficznego ekosystemu (Pawlikowski iin. 1982, Pazdur, Starkel 1989, Borówka 1992, Woj-ciechowski 2000). W tym rozumieniu szczególnieistotne są wzrosty poziomu koncentracji żelaza i mie-dzi w warunkach wyraźnie redukcyjnych, czemusprzyja obniżenie poziomu wody (Borówka 1992). Wbadanych rdzeniach szczególnie wyraźnie zaznaczająsię strefy na ogół telmatycznych warunków powsta-wania osadów w spągowych i stropowych ich czę-ściach (por. ryc. 2–4, 5–7).

W obrębie rdzenia Ku4, poza wysoką koncen-tracją żelaza w strefie spągowej (poziom Ku4-3),słabo zaznaczają się zmiany wskaźników Fe/Mn iFe/Ca. Świadczy to o prawdopodobnych dość stabil-nych warunkach troficznych, zwłaszcza w okresie

143


Ryc. 3 Diagram geochemiczny rdzenia osadów Ku3 z równiny akumulacji biogenicznej przylegającej od zachodu do jezioraKuźnik Mały

tworzenia się zasadniczej części gytii detrytusowejgalaretowatej (poziom Ku4-4). Niskie wartościwskaźnika Fe/Ca pozwalają przypuszczać, że przy-najmniej ta część ówczesnego zbiornika wodnegocharakteryzowała się najprawdopodobniej niskimpoziomem troficznym. Być może tylko ta część zbior-nika cechowała się niższą trofią, ponieważ w pobliżupołudniowo-wschodniego brzegu dzisiejszego jezio-ra Kuźniczek odnotowano gytie wapienne w stropo-wej części osadów biogenicznych (ryc. 3, profil A –Nowaczyk i Owsianny 2011, w tym tomie). Odłożeniesię gytii wapiennych wskazywać może na większąwówczas głębokość zbiornika i/lub na zwiększony po-ziom charakterystyk związanych z twardością wody(być może jezioro o tzw. harmonijnym rozwoju). Niemożna wykluczyć, że charakter osadów rdzenia Ku4jest konsekwencją dość wczesnego wytworzenia się wjego pobliżu pła torfowcowego i dokumentuje wcze-sny etap ewolucji limnologicznej w kierunku zbiorni-ka o dysharmonijnym – humotroficznym charakte-

rze. Wątpliwości rozstrzygnęłyby dalsze badania pa-leogeograficzne i analiza rdzenia osadów z południo-wo-wschodnich brzegów jeziora Kuźniczek.

Wskaźnik Cu/Zn w obrębie gytii detrytusowej ga-laretowatej rdzenia Ku4 wykazuje z kolei 3 etapy nie-wielkich wzrostów, które mogą odpowiadać okreso-wym, nieznacznym wahaniom poziomu wody (ryc. 5).

Sumaryczna zawartość magnezu i potasu obrazu-je intensywność procesów denudacyjnych w zlewnizbiornika (Borówka 1992). Niektórzy autorzy uwa-żają ten wskaźnik za bardzo dobrze odzwiercie-dlający poziom erozji (Pawlikowski i in. 1982, Goslari in. 1999), zatem nie dziwi, że największe wartościnotowane były zazwyczaj w stropowych częściachrdzenia Ku4, ale i Ku3 oraz Ku1 (ryc. 5–7), co odpo-wiada początkowym fazom istnienia wszystkich ba-danych zbiorników.

Gytie zawarte w rdzeniu znad Kuźnika Małego(Ku3) także charakteryzują się czterema okresamiwyraźnych zmian poziomu wody. Występują one na

144


Tabela 3. Opis litologiczny rdzenia osadów z centralnej części równiny akumulacji biogenicznej przylegającej od zachodu dojeziora Kuźnik Duży (Ku1)


0–130: Torf 2–27 torf czarny mniej mazisty

27–47 torf czarny bardziej mazisty

47–130 torf czarny grubodetrytusowy

130–367: Gytie wapienna, detrytusowa idetrytusowo-wapienna

130–142 gytia wapienna beżowa z malakofauną

142–151 gytia wapienno-detrytusowa

151–196 gytia wapienna beżowa z pojedynczymi laminamizawierającymi malakofaunę

196–205 gytia wapienna bardzo ciemnobeżowa z malakofauną

205–250 gytia wapienna ciemnobeżowa z nieliczną malakofauną

250–275 gytia wapienna różowa z nieliczną malakofauną

275–276 gytia detrytusowa brązowa

276–307 gytia wapienna średniooliwkowa (szara)

307–333 gytia wapienno-detrytusowa jasnooliwkowa


339–347 gytia wapienna jasnooliwkowa

347–356 gytia wapienna średniooliwkowa (szara)





367–375: Torf przewarstwiony żwirem i piaskiem 367–371 torf brunatny

371–373 żwir i piasek gruboziarnisty

373–375 torf

375–400 : Piaski piaski średnioziarniste

granicach poziomów: (1) Ku3-2 i Ku3-3, (2) Ku3-3 iKu3-4, (3) Ku3-4 i Ku3-5 oraz (3) Ku3-5 i Ku3-6, coprzedstawiono na rycinie 6. W obrębie poziomuKu3-5 wyróżnione geochemicznie podpoziomy roz-dziela pik współczynnika Cu/Zn (ryc. 6). Stwierdzićmożna, że generalnie rdzeń Ku3 dokumentuje ciągłyproces wypłycania się zbiornika wodnego.

W przypadku tego rdzenia szczególnie ciekawe sązmiany współczynnika Fe/Ca i Fe/Mn w części stro-powej rdzenia (ryc. 6). Mogą one też wskazywać nazmiany warunków hydrologicznych w obrębie wy-tworzonej już równiny. Wskazuje to najprawdopo-dobniej na okresowe jej zalewanie wodami, a przez

to na zmianę warunków oksydacyjno-redukcyjnychpowierzchniowej warstwy osadów.

Pobrany nad Kuźnikiem Dużym rdzeń Ku1 takżerejestruje w obrębie osadów limnicznych zmiany po-ziomu wody (ryc. 7). Występują one zwłaszcza nagranicy poziomów, wyznaczając strefy dokumen-tujące generalnie proces akumulacji w dość płytkiejstrefie zbiornika.

Być może część z tych wahań poziomu lustrawody związana jest z działalnością gospodarczączłowieka, ponieważ jezioro to bywało okresowosztucznie podpiętrzane na przełomie XIX i XX w.(Frase 1927, 1931).

145


Ryc. 4. Diagram geochemiczny rdzenia osadów Ku1 z równiny akumulacji biogenicznej przylegającej od zachodu do jezioraKuźnik Duży

Ryc. 5. Diagram zmian wybranych paleohydrologicznychwskaźników geochemicznych rdzenia osadów Ku4 zrówniny akumulacji biogenicznej przylegającej odpółnocy do jeziora Kuźniczek

Ryc. 6. Diagram zmian wybranych paleohydrologicznychwskaźników geochemicznych rdzenia osadów Ku3 zrówniny akumulacji biogenicznej przylegającej od za-chodu do jeziora Kuźnik Mały

Podobna ilość zmian poziomów wody w każdym zbadanych rdzeni pozwala przypuszczać, że zareje-strowane są w ich obrębie zmiany klimatyczne regu-lujące wzajemne zależności pomiędzy parowaniem aopadem. Wzrost opadów prowadził do podwyższe-nia poziomu lustra wody w zbiornikach i objawiał sięzmianą warunków oksydacyjno-redukcyjnych orazodmiennym genetycznie typem osadów (Wojcie-chowski 2000).

Podsumowanie

Na podstawie uzyskanych wyników badań paleoge-ograficznych przedstawiono zasięg, miąższość i lito-logię osadów równin akumulacji biogenicznej przyle-gających do jezior Kuźniczek, Kuźnik Mały i KuźnikDuży w Rezerwacie Przyrody Kuźnik (Nowaczyk,Owsianny 2011, w tym tomie). Stwierdzono przy tym,że jeziora Kuźniczek i Kuźnik Mały stanowiły pier-wotnie jeden zbiornik wodny, który uległ rozdziele-niu w związku z dynamiką procesów paleohydrolo-gicznych i narastaniem osadów biogenicznych.Wykonane wiercenia geologiczne dowodzą, żenajgłębszą część badanego fragmentu Rynny JeziorKuźnickich zajmuje obecnie jezioro Kuźnik Mały.

Udokumentowano także, że spośród trzech bada-nych profili bardziej podobny charakter lito-geoche-miczny mają osady z rdzeni pobranych przy KuźnikuMałym i Kuźniku Dużym charakteryzujące sięprzede wszystkim wyższymi koncentracjami wapnia,a mniejszymi materii organicznej, żelaza i cynku. Po-wyższe cechy sugerują odmienny zakres zmian tro-ficznych przynajmniej tych części zbiorników, z któ-rych pobrano analizowane rdzenie.

Zarysowano charakter dynamiki procesów paleo-hydrologicznych, w tym zmiany poziomu wody w do-tychczasowych etapach ewolucji limnologicznej ba-danych ekosystemów wodno-torfowiskowych w Re-zerwacie Kuźnik. Wyróżnione na podstawie analizstatystycznych etapy zostały zaprezentowane osobnodla rdzeni reprezentujących analizowane układy tor-fowiskowo-jeziorne. Na obecnym etapie eksploracjinie dokonano synchronizacji obserwowanych zmianpaleohydrologicznych z racji braku datowań radio-węglowych i/lub palinologicznych. Przypuszczać jed-nak można, że w związku z odnotowaną podobnąliczbą okresów zmian lito-geochemicznych osadów wkażdym z rdzeni obrazują one analogiczne przyczynyich powstawania. Wzbogacenie uzyskanych wynikówz Rezerwatu Przyrody Kuźnik o skalę czasowąpozwoli dokonać korelacji chronostratygraficznychbadanych profili z profilami pochodzącymi z innychregionów Polski i uzupełnić dane niezbędne do po-znania zmian paleoklimatycznych i paleohydrolo-gicznych na granicy Wielkopolski i Pomorza. Istniejewięc potrzeba dalszych badań pozwalających roz-strzygnąć, które z udokumentowanych zmian obra-zują wpływ warunków klimatycznych rejestrowanychw przeszłości na niżu europejskim, a które z kolei od-zwierciedlają regionalne charakterystyki zależnościpomiędzy opadem a parowaniem.

Literatura

Borówka R.K., 1992. Przebieg i rozmiary denudacjiw obrębie śródwysoczyznowych basenów sedymen-tacyjnych podczas późnego vistulianu i holocenu.Wyd. Nauk. UAM, seria Geografia 54.

Elbanowska H., Zerbe J., Siepak J., 1999. Fizycz-no-chemiczne badania wód. Wyd. Nauk. UAM,Poznań.

Juggins S., 2003. C2 User guide. Software for ecolo-gical and palaeoecological data analysis and visu-alisation. University of Newcastle, Newcastle uponTyne.

Nowaczyk B. (red.), 1994a. Geomorfologia i osadystrefy litoralnej jezior. Warsztaty terenowe. Cha-rzykowy, 6–10 września 1994. Instytut BadańCzwartorzędu UAM w Poznaniu, Komitet BadańCzwartorzędu PAN, Zakład Geomorfologii IBCzUAM, Poznań.

Nowaczyk B., 1994b. Wiek jezior i problemy zanikubrył pogrzebanego lodu na przykładzie sandruBrdy w okolicy Charzykowy. Acta Universitatis Ni-colai Copernici, Geografia, 27: 97–110.

Nowaczyk B., 2004. Rozwój rzeźby PołudniowegoPomorza. W: G. Ziółkowski (red.), Przyroda Kraj-ny Złotowskiej. Wlkp. Stowarzysz. Pracy Organicz.Ekorozwój, Urbański Wyd., Toruń, s. 22–27.

146


Ryc. 7. Diagram zmian wybranych paleohydrologicznychwskaźników geochemicznych rdzenia osadów Ku1 zrówniny akumulacji biogenicznej przylegającej od za-chodu do jeziora Kuźnik Duży

Nowaczyk B., Owsianny P.M., 2011. Morfologia i li-tologia glacjalnej Rynny Jezior Kuźnickich kołoPiły. Landform Analysis 16: 133–138.

Owsianny P.M. (red.), 2009. Rynna Jezior Kuźnic-kich i rezerwat przyrody Kuźnik – bioróżnorod-ność, funkcjonowanie, ochrona i edukacja. Mu-zeum Stanisława Staszica, Piła.

Owsianny P.M., 2006. Dynamika procesów ekolo-gicznych zróżnicowanych zlewniowo jezior Rezer-watu Przyrody Kuźnik (Wielkopolska) na tlebadań fykologicznych i geochemiczno-hydrolo-gicznych. Manuskrypt rozprawy doktorskiej. Uni-wersytet im. A. Mickiewicza, Zakład Hydrobiolo-gii, Poznań.

Pawlikowski M., Ralska-Jasiewiczowa M., Schön-born W., Stupnicka E., Szeroczyńska K., 1982. Wo-ryty near Gietrzwałd, Olsztyn lake District, NE Po-land – vegetational history and lake developmentduring the last 12,000 years. Acta Paleobotanica,22: 85–116.

Pazdur A., Starkel L., 1989. New approch to explana-tion of changes in the volume and water level of theGościąż Lake. Zeszysty Naukowe PolitechnikiŚląskiej, 57, Geochronometria, 5: 29–44.

Ralska-Jasiewiczowa M., Starkel L., 1991. Zmianystosunków wodnych w holocenie. W: L. Starkel(red.), Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze.Wyd. Nauk. PWN, Warszawa, s. 177–182.

Sobczyński T., Elbanowska H., Zerbe J., Siepak J.,1996. Mineralizacja próbek osadów dennych jakoetap poprzedzający oznaczanie ogólnej zawartościmetali ciężkich. Gospodarka Wodna 6: 570.

Sobczyński T., Głosińska G., 2001. Badania osadówdennych jezior Wielkopolskiego Parku Narodowe-go. W: J. Siepak (red.), Problemy analityczne ba-dań osadów dennych. Komisja Analizy WodyKomitetu Chemii Analitycznej PAN, Radom–Je-dlinia, s. 75–82.

Więckowski K., 1993a. Dotychczasowy stan rozpo-znania osadów dennych jezior „Na Jazach” – cechymakroskopowe. Polish Bot. Stud. Guidebook, 8:77–92.

Więckowski K., 1993b. Procesy sedymentacji i tempoakumulacji osadów dennych w wybranych jezio-rach. W: I. Dynowska (red.), Przemiany stosunkówwodnych w Polsce w wyniku procesów naturalnychi antropogenicznych. Kraków, s. 88–97.

Wojciechowski A., 1987. Profil geochemiczny osa-dów jeziora Gardno. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach.,ser. A, 37: 191–311.

Wojciechowski A., 2000. Zmiany paleohydrologicz-ne w środkowej Wielkopolsce w ciągu ostatnich12 000 lat w świetle badań osadów jeziornych rynnykórnicko-zaniemyskiej. Wyd. Nauk. UAM, seriaGeografia, 63.

147


Stratygrafia, geneza i wiek osadów lodowcowych Wysoczyzny Krajeńskiej w stanowisku Dziembowo

Documents

Transcript of Stratygrafia, geneza i wiek osadów lodowcowych Wysoczyzny Krajeńskiej w stanowisku Dziembowo