Ewolucja systemu hydrograficznego i szaty roœlinnej dorzecza … · 2019. 9. 25. · Ewolucja systemu hydrograficznego i szaty roœlinnej dorzecza górnej Pi³awy i górnej Drawy

Ewolucja systemu hydrograficznego i szaty roœlinnejdorzecza górnej Pi³awy i górnej Drawy (Pomorze Œrodkowe)

Józef Lewandowski1, Ma³gorzata Nita1

Evolution of the hydrographic system and vegetation in the drainage basin of the upperPi³awa and the upper Drawa Rivers (Middle Pomerania). Prz. Geol., 56: 380–390.

A b s t r a c t. Highly varied hydrographic system occurs in the drainage basins of the upperPi³awa, P³ytnica and Drawa Rivers (Middle Pomerania). Numerous radiometric dating carriedout by the methods of 14C, OSL and U/Th, as well as pollen analyses and geomorphologicalanalysis enable to study evolution of the system in the period of the last twelve thousand years.Glaciolacustrine deposits, accompanying most of the lakes, represent accumulation, which tookplace at the initial stage of the lacustrine basin formation. The level of lacustrine waters fell byseveral to more than a twelve meters in that time and was controlled by melt water runoff chan-neled through valleys in the southern direction. The final stage of the lake development was con-nected with complete melting of buried dead-ice masses and formation — bottoms of lake.Evolution from glaciolacustrine to lacustrine basins within kettles was continuous process.

Lake water level started to fall abruptly when the last remnants of the dead ice blocking the runoff have melted and the inter-lake chan-nels have been erosionaly deepened. That phase should be related to the complete decay of permafrost, probably at the end of theAllerød. The main phase of erosion in the gorges started at the end of the Pleistocene and lasted (with lower intensity) till thePre-Boreal and/or the Boreal. The water level in the lake system drained by the Pi³awa and the Drawa Rivers was finally fallen by8–16 meters and for a long time was stabilized (during the Atlantic and Sub-Atlantic) at the level of 2 meters higher than the presentone. Further lowering of drained lakes by the next 2 meters was probably caused by anthropogenic activities resulting from intensivecolonization in the 16th and 17th centuries and later by land improvement accomplished in the drainage basins of the Drawa and thePi³awa Rivers in the 19th century.Local conditions strongly influenced character of forest communities in the area investigated. The tendency was especially significantin the Atlantic. Increased importance of pine trees in the vicinity of the Lêdyczek site caused that broadleaf forests with oak, maple, limeand hazel trees, typical of the Atlantic, have not developed there.

Keywords: dead-ice melting, glaciolacustrine basins, lacustrine deposits, pollen analysis, radiometric measurements

W ramach badañ przeprowadzonych podczas wykony-wania trzech arkuszy Szczegó³owej mapy geologicznej Pol-ski (Borne Sulinowo, £ubowo i Czaplinek) zebrano bogatymateria³ dokumentacyjny z obszaru po³o¿onego w central-nej czêœci Pomorza Œrodkowego (Lewandowski i in., 2003,2005; Lewandowski & Heliasz, 2006). Obszar ten chara-kteryzuje siê wyj¹tkowo urozmaicon¹ rzeŸb¹ m³odo-glacjaln¹, której pierwszoplanowym elementem s¹ licznei zró¿nicowane genetycznie jeziorne baseny sedymenta-cyjne, po³¹czone w sieæ odp³ywu powierzchniowego (ryc. 1).System ten zacz¹³ siê kszta³towaæ podczas zaniku l¹doloduw fazie pomorskiej zlodowacenia wis³y i przechodzi³kolejne etapy póŸnoglacjalnej i holoceñskiej ewolucji naprzestrzeni ostatnich 15 tys. lat. Dziêki licznym datowa-niom radiometrycznym osadów limnoglacjalnych i jezior-nych metodami 14C, OSL i U/Th oraz analizom palinolo-gicznym, a tak¿e wnikliwej analizie geomorfologicznejmo¿na by³o przeœledziæ postglacjaln¹ ewolucjê systemuhydrograficznego na tle przemian szaty roœlinnej omawia-nego obszaru.

Charakterystyka geomorfologiczna

Dorzecza górnej Pi³awy, górnej P³ytnicy i górnej Drawy(Pomorze Œrodkowe) charakteryzuj¹ siê wyj¹tkowo uroz-maiconym systemem hydrograficznym (ryc. 1). Wystê-puj¹ce tu liczne kotliny wytopiskowe i rynny wchodz¹

w sk³ad szeroko rozbudowanej strefy marginalnej fazypomorskiej stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y (Galon,1972; Maksiak & Mróz, 1974, 1978; Karczewski, 1989,1990, 1991, 1997; K³ysz, 1990, 1991, 1998, Dobracka &Lewandowski, 2002). Najbardziej charakterystycznymelementem hydrograficznym omawianego obszaru jestsubrównole¿nikowy system jezior: Wilczkowo, Drawskie,¯erdno, Komorze, Rakowo, Brody, Strzeszyn, Pile, nazy-wany w literaturze rynn¹ marginaln¹ (Marsz, 1973). Wspo-mniana forma, po³o¿ona na po³udniowym sk³onie tzw.garbu pojeziernego (Galon, 1972), ma d³ugoœæ ok. 35 km(ryc. 1). Jej geneza by³a ró¿nie interpretowana (Marsz,1973; K³ysz, 1990; Karczewski, 1994, 1997). Przebiegrynny (jak wykaza³y rezultaty wierceñ badawczych)pokrywa siê z uk³adem doliny kopalnej skierowanej kuzachodowi (Lewandowski i in., 2005). Ta g³êboka dolinainterglacjalna, prawdopodobnie o za³o¿eniu marginalnym(pradolinnym), by³a konserwowana w czasie rozwoju izaniku l¹dolodu fazy pomorskiej przez martwe lody fazyleszczyñsko-poznañskiej. Po ich stopnieniu dolina odwzo-rowa³a siê we wspó³czesnej powierzchni systememwymienionych jezior. Jest to wiêc czêœciowo reproduko-wana forma kopalnej doliny marginalnej, usytuowanej naprzedpolu garbu pomorskiego (Dobracka & Lewandowski,2002). Na zachodnim krañcu rynny marginalnej jestpo³o¿one zastoisko z³ocienieckie, jedno z najwiêkszychzastoisk Pomorza Zachodniego; jego ca³kowita powierzch-nia wynosi ok. 26 km2 (Maksiak & Mróz, 1974; Paluszkie-wicz, 2004; Lewandowski, 2006).

Wszystkim jeziorom wci¹gniêtym w odp³yw Drawy(na zachodzie) i Pi³awy (na wschodzie) towarzysz¹ trzy

380

Przegl¹d Geologiczny, vol. 56, nr 5, 2008

1Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñska 60,41–200 Sosnowiec; [email protected], [email protected]

J. Lewandowski M. Nita

poziomy jeziorne, œwiadcz¹ce o etapowym obni¿aniupierwszego poziomu wód gruntowych. Poziom najwy¿szy,o zró¿nicowanej geometrii przestrzennej, jest zbudowanywy³¹cznie z osadów mineralnych pochodzenia limnogla-cjalnego (piasków, mu³ków, i³ów laminowanych). Wokó³jezior najczêœciej wystêpuj¹ dwie pó³ki tarasowe. Taraswy¿szy, bardzo czêsto abrazyjny, wznosz¹cy siê do 2 mnad poziomem jezior, jest uformowany z osadów mineral-no-organicznych (piasków, mu³ków mineralno-organicz-

nych, kredy jeziornej). Taras ni¿szy (do 0,5 m n.p.j.), wpostaci w¹skich, piaszczystych pla¿, wystêpuje powszech-nie wokó³ prawie wszystkich jezior (Lewandowski i in.,2003, 2005; Lewandowski & Heliasz, 2006).

Poziomy limnoglacjalne

Poziomy limnoglacjalne wznosz¹ siê 8–18 m nadpoziom lustra wody w jeziorach. Ró¿nica wysokoœci wyni-

381


10km

r y n n am

a r g i n a l n a W i l c z k o w o - P i l e

145

130

135-140

132

128

122

128

124

141

136

140

138

125

135

145

140138

140

129

140

Z£OCIENIEC

CZAPLINEK

SZCZECINEK

140

P O L S K AP O L A N D

132

Pomorze

Pomerania

obszary wysoczyznoweupland areas

obszary sandrowesandur areas

g³ówne obszary akumulacjilimnoglacjalnej z rzêdn¹ w m n.p.m.main areas of glaciolacustrinedeposition, height in m a.s.l.

g³ówne linie postojowe czo³a l¹dolodumain lines of ice-sheat extent

rynny subglacjalneglacial furrows

doliny wód roztopowychdrenuj¹ce zbiorniki limnoglacjalnemeltwater valleys draining glaciallakes of glaciolacustrine basins

rzeki i ich odcinki prze³omowerivers and their gaps

g³ówne kotliny wytopiskowemain dead-ice depressions

wspó³czesne jezioraz rzêdn¹ lustra wody w m n.p.m.recent lakes,water table height in m a.s.l.

otwory badawcze uwzglêdnione na ryc. 3studied drillings (see fig. 3)

linie przekrojów geologicznych (patrz ryc. 2)geological cross-section lines (see fig. 2)

stanowiska badañ radiometrycznychi palinologicznychsites of radiometry and palinologystudies

obszar szczegó³owych badañdetailed study area

Ryc. 1. Szkic geomorfologiczny Pojezierzy Drawskiego i Szczecineckiego; g³ówne linie postojowe l¹dolodu: Kr — subfaza krajeñska,Pm1 — faza pomorska — zasiêg maksymalny, Pm2 — faza pomorska — zasiêg g³ówny; jeziora: B — Brody, C — Ciemino, D — Draw-skie, K — Krosino, Ka — Kaleñskie, Ko — Komorze, L — Lubicko, Lu — Lubie, N — Niewlino, P — Pile, S — Strzeszyn, Si — Siecino,Œ — Œmiadowo, T — Trzesiecko, W — W¹sosze, Wi — Wilczkowo, Wie — Wielimie , ¯ — ¯erdno; stanowiska badañ radiometrycznychi palinologicznych (patrz ryc. 2–4): 1— Z³ocieniec I, 2 — Z³ocieniec II, 3 — Kaleñsko, 4 — £¹ka, 5 — KuŸnica Drawska, 6 — Sikory,7 — £azice, 8 — Miêdzylesie, 9 — Pi³awa I, 10 — Liszkowo, 11 — Pi³awa II, 12 — Borne Sulinowo, 13 — Kr¹gi, 14 — wytopisko owalne,15 — Jelenino N, 16 — Jelenino SFig. 1. Geomorphological sketch of Drawa and Szczecinek Lakelands; main lines of ice-sheet extent: Kr — Krajno Subphase, Pm1 —Pomeranian Phase — maximum extent, Pm2 — Pomeranian Phase — main extent; lakes: B — Brody, C — Ciemino, D — Drawskie,K — Krosino, Ka — Kaleñskie, Ko — Komorze, L — Lubicko, Lu — Lubie, N — Niewlino, P — Pile, S — Strzeszyn, Si — Siecino, Œ —Œmiadowo, T — Trzesiecko, W — W¹sosze, Wi — Wilczkowo, Wie — Wielimie, ¯ — ¯erdno; radiometry and palinology sampling (seefig. 2–4): 1— Z³ocieniec I, 2 — Z³ocieniec II, 3 — Kaleñsko, 4 — £¹ka, 5 — KuŸnica Drawska, 6 — Sikory, 7 — £azice, 8 — Miêdzylesie,9 — Pi³awa I, 10 — Liszkowo, 11 — Pi³awa II, 12 — Borne Sulinowo, 13 — Kr¹gi, 14 — oval dead-ice depression, 15 — Jelenino S,16 — Jelenino N

ka g³ównie z ró¿nego po³o¿enia poziomu wody w jezio-rach. Wysokoœci bezwzglêdne s¹ bardzo zbli¿one i wahaj¹siê w przedziale 138–145 m n.p.m., przy czym konse-kwentnie obni¿aj¹ siê w kierunku zachodnim (ryc. 1).

Najwiêkszy zbiornik limnoglacjalny istnia³ na zachodnimkrañcu rynny marginalnej w okolicach Z³ocieñca (ryc. 2A).Zastoisko w koñcowej fazie rozwoju mia³o urozmaicon¹liniê brzegow¹ i sk³ada³o siê z czterech po³¹czonych zbior-ników: suliszewskiego i stawnowskiego na zachodzie,z³ocienieckiego w centrum i wierzchowskiego na po³udniu(ryc. 1). Zastoisko po³o¿one jest w strefie marginalnej fazypomorskiej — pomiêdzy jej maksymalnym zasiêgiem napo³udniu a postojem g³ównym na pó³nocy (K³ysz, 1990,1998; Dobracka & Lewandowski, 2002). Œrodkowe czêœciposzczególnych zbiorników zastoiska z³ocienieckiego s¹wype³nione osadami mu³kowymi i ilastymi, czêsto war-wowymi, o mi¹¿szoœci do 20 m. Przeciêtna gruboœæ warwjest wyj¹tkowo du¿a (2–15 cm) i ogólnie wzrasta ku stro-powi.

R. Paluszkiewicz (2004), która szczegó³owo zbada³awarunki sedymentacji górnej serii zastoiskowej, wyró¿ni³atrzy podstawowe kompleksy litofacjalne. Fazê inicjalnegorozwoju zastoiska reprezentuj¹ piaski wodnolodowcowe(lokalnie ¿wiry z brukiem po rozmytej glinie zwa³owej),fazê sedymentacji i³ów warwowych deponowanych przezsezonowe pr¹dy zawiesinowe oraz fazê koñcow¹, repre-zentowan¹ przez masywn¹ seriê mu³kowo-ilast¹, po³o¿on¹w stropie omawianej serii. Cytowana autorka wyró¿ni³a385 rocznych cykli depozycyjnych, które umownie okre-œlaj¹ minimaln¹ liczbê lat rozwoju najm³odszej fazy zasto-iska z³ocienieckiego. Jak wynika z datowañ OSL(Lewandowski & Heliasz, 2006), schy³kowy momentsedymentacji i³ów warwowych w zbiorniku z³ocienieckimprzypada na 13 160 � 470 lat BP (Gd Tl-837).

W peryferyjnych czêœciach zastoiska z³ocienieckiego(g³ównie pó³nocnych i wschodnich), w poziomie 138–140 mn.p.m., wystêpuj¹ drobnoziarniste piaski mu³kowate prze-chodz¹ce obocznie ku pó³nocy i wschodowi w piaski wodno-lodowcowe sandrów. Tworz¹ one rozleg³¹ deltê w strefiebrzegowej wspomnianego zbiornika limnoglacjalnego,akumulowan¹ przez wody proglacjalne p³yn¹ce g³ówniez pó³nocy — od strony l¹dolodu, którego czo³o stacjono-wa³o na linii g³ównego ci¹gu moren czo³owych fazypomorskiej (ryc. 1). W pocz¹tkowym etapie rozwoju zasto-iska poziom wód by³ kontrolowany przez skanalizowanyodp³yw proglacjalny (dolin¹ wód roztopowych), skiero-wany ku po³udniowemu wschodowi (Piotrowski, 2003).Drena¿ w kierunku zachodnim rozpocz¹³ siê w trakciestopniowego rozwoju doliny Drawy, która w odcinkachprze³omowych wciê³a siê ostatecznie w osady zastoiska nag³êbokoœæ 15–18 m (ryc. 2A).

W strefie wododzia³owej pomiêdzy jeziorami Komo-rze i ¯erdno zachowa³ siê p³aski poziom limnoglacjalny

po³o¿ony na wysokoœci 140 m n.p.m. (ryc. 2B). Na nie-równym cokole gliniastym zalegaj¹ tam laminowane i³yi mu³y (Lewandowski i in., 2003). Œlady tego poziomu(135–138,5 m n.p.m.) mo¿na równie¿ przeœledziæ na pó³-nocnym brzegu jeziora Komorze. W jego stropie miejsca-mi zalega metrowa warstwa piaszczystej kredy jeziornej,a poni¿ej — piaski z przewarstwieniami mu³ków po-przecinane niewielkimi uskokami grawitacyjnymi (Marsz,1971).

Poziom limnoglacjalny w depresji jeziora Pile jest po-³o¿ony na wysokoœci 136–140 m n.p.m., tj. 6–10 m n.p.j.Najszerszy jest po wschodniej stronie jeziora Pile, ko³omiejscowoœci Kr¹gi, oraz na pó³nocnym pó³wyspie, ko³o miej-scowoœci Pi³awa (ryc. 1). Jest zbudowany z drobnoziarni-stych piasków przechodz¹cych w sp¹gu w mu³ki piaszczy-ste (Lewandowski i in., 2005). W¹skie listwy i „wyspy”tarasu limnoglacjalnego towarzysz¹ tak¿e rynnie Pi³awymiêdzy zatok¹ jeziora Pile a Jeziorem D³ugim ko³o Lisz-kowa (ryc. 2C). W ods³oniêciu ko³o mostu w Liszkowie wpagórku widaæ deltow¹ strukturê osadów. Wyniki tekstu-ralnej i strukturalnej analizy wyraŸnie wskazuj¹, ¿e mamytu do czynienia z prograduj¹cym (w kierunku po³udniowo--wschodnim) czo³em niewielkiej delty, przechodz¹cejw sp¹gu w osady prodelty (Klimek & Lewandowski,2002). Bogata w wêglany stropowa warstwa mu³owo-ila-sta ma cechy osadu deponowanego z zawiesiny w stoj¹cejwodzie. Analiza metod¹ U/Th kredy jeziornej da³a niepre-cyzyjny wynik 11,6 (+7,0; –5,9) ka. Sk³ad genetycznymalakofauny i ma³¿oraczków (Krzymiñska, 2002) wystê-puj¹cych w ich obrêbie mo¿e wskazywaæ, ¿e powstawa³yw klimacie borealnym póŸnego glacja³u lub wczesnegoholocenu (Lewandowski i in., 2005). Brak w osadach sub-stancji organicznej mo¿e œwiadczyæ, ¿e delta by³a akumu-lowana w zbiorniku oligotroficznym, którego poziomwody uk³ada³ siê na rzêdnej ok. 138 m n.p.m., to znaczy 8 mpowy¿ej dzisiejszego poziomu jeziora.

Najwy¿szy poziom limnoglacjalny (142–145 m n.p.m.)jest wykszta³cony w strefie wielkiej misy koñcowej Je-lenina (ok. 12 km2), po³o¿onej na zapleczu ³uku morenczo³owych maksymalnego zasiêgu fazy pomorskiej(Lewandowski, 2002; Lewandowski i in., 2005). Jest zbu-dowany z drobnoziarnistych piasków z przewarstwienia-mi mu³ków, zastêpowanymi obocznie i³ami warwowymii mu³kami. Mi¹¿szoœæ serii limnoglacjalnej w œrodkowejczêœci misy koñcowej osi¹ga 22 m (otwory studziennew Jeleniu) i maleje w strefie brzegowej do kilku metrów(ryc. 2D).

Tarasy i osady jeziorne oraz bagienno-torfowe

Osady bagienno-jeziorne (piaski ilaste, gytie wapiennei glonowe, kreda jeziorna, torfy) towarzysz¹ wszystkimzaroœniêtym i zarastaj¹cym jeziorom. Mo¿na szacowaæ, ¿e

382


�

Ryc. 2. Przekroje geologiczne: A — przez zastoisko z³ocienieckie, B — przez rygiel Sikory, C — wzd³u¿ górnego odcinek rynny Pi³awy,D — przez kotlinê Jelenina; profil Sikory: p — piasek, , m — mu³ek piaszczysty, t — torf, g — gytia, i — i³, gz — glina zwa³owa, profilLiszkowo: gl — gleba, k — kreda jeziorna, m — mu³ek p — piasek, pm — piasek i mu³ekFig. 2. Geological cross sections of: A—Z³ocieniec glacial lake, B — Sikory riegel, C —the upper part of the Pilawa glacial valley, D — Jeleninovalley; Sikory profile: p — sand, m — sandy silt, t — peat, g — gyttja, i — clay, gz — till, Liszkowo profile: gl — soil, k — lacustrinechalk, m — silt, p — sand, pm — sand and silt

383


200

180

160

140

120

100

80 1km

N S

morena czo³owafrontal moraine

sandrsandurmisa koñcowa

marginal depression

1km

14C

14C 14C

strop, 2840 ± 100 lat BPsp¹g, : 5490 ± 180 lat BP

top:base

strop, 4510 ± 100 lat BPsp¹g, : 10980 ± 140 lat BP

top:base

sp¹g, : 7240 ± 320 lat BPbase

poziom akumulacji sandrowejsandur accumulation horizon

poziom rz. Pi³awyPi³awa River horizon

150

140

130

120

N S

0

5

[m]

Liszkowo

poziom akumulacji limnoglacjalnejglaciolacustrine accumulation horizon

12000 ± 1300 lat BP

malakofauna

Pi³awa I

Jelenino N Jelenino S

1km

180

160

140

120

100

NW SE

[m]

0

11

140

120

100

80

[m m.p.m.][m a.s.l.] N SZ£OCIENIEC

1km

A

B

C

D

torfy i mu³y torfiastepeats and peaty loams

gytie i kreda jeziornagyttja and lacustrine chalk

namu³y rzecznefluvial loams

piaski limnoglacjalneglaciolacustrine sands

piaski i mu³ki limnoglacjalneglaciolacustrine sands and silts

i³y i mu³ki limnoglacjalneglaciolacustrine clays and silts

¿wiry i piaski fluwioglacjalneglaciofluvial sands and gravels

piaski i ¿wiry fluwioglacjalneglaciofluvial sands and gravels

piaski fluwioglacjalneglaciofluvial sands

gliny zwa³owe fazy pomorskiejPomeranian Phase till

gliny zwa³owe fazy leszczyñsko-poznañskiejLeszno-Poznañ Phase till

wodawater

200

180

160

140

120

100

80

150

140

130

120

180

160

140

120

100

140

120

100

80

[m m.p.m.][m a.s.l.]







U/Th

14C

Sikory

OSL

Z³ocieniec I

deformacje glacitektoniczneglaciotectonic deformations

7890 ± 75 lat BP

13,16 ± 0,48 ka

p

mp

tg

igz

k

pm

p

mgl

maksymalne mi¹¿szoœci organogenicznych i chemicznychosadów jeziornych przekraczaj¹ lokalnie 12 m. Przeciêtnies¹ jednak mniejsze i wynosz¹ œrednio 4–6 m. W zaroœniê-tych jeziorach i zatokach wspó³czesnych jezior mi¹¿szoœætorfów waha siê na ogó³ w przedziale 2–3 m (Lewandowskii in., 2003, 2005; Lewandowski & Heliasz, 2006). Wokó³stromych, klifowych brzegów wszystkich jezior prze-p³ywowych wystêpuj¹ w¹skie listwy tarasów jeziornych.Jeziora drenowane przez Pi³awê i Drawê, których poziomwody znajduje siê 7–8 m ni¿ej w stosunku do jezior bez-odp³ywowych, maj¹ dwie pó³ki tarasowe.

Taras starszy — abrazyjno-akumulacyjny wznosi siêœrednio 1,7 m n.p.j. i jest zbudowany z piasków (na ogó³drobnoziarnistych, z faun¹ miêczaków) i bruku abrazyjne-go w sp¹gu. Lokalnie w osadach wystêpuj¹ wk³adki kredyjeziornej. Przedzia³ wiekowy tworzenia siê tarasu II i towa-rzysz¹cych mu klifów i pó³ek abrazyjnych jest trudny doustalenia. Wiek torfów le¿¹cych na kredzie jeziornej wzaroœniêtej zatoce jeziora Pile (ryc. 2C) wyznaczaj¹ datyradiowêglowe: 5490 ± 180 lat BP (sp¹g) i 2840 ± 100 lat BP(strop). W opinii Klimka (2002), m³odsza data wyznaczaobni¿enie wód jeziora do wspó³czesnego poziomu. Bior¹cjednak pod uwagê wiek kopalnych torfów z prze³omowegoodcinka doliny Pi³awy (od 7340 ± 7 0 lat BP do 1000 ± 40lat BP), które le¿¹ na bruku erozyjnym i s¹ na stoku przy-kryte deluwiami piaszczystymi (Klimek, 1997), mo¿nas¹dziæ, ¿e spadek poziomu jezior nast¹pi³ w póŸnym holo-cenie. Przyczyna spadku do obecnego poziomu jest bli¿ejnieznana; Marsz (1971) wi¹¿e go ze zmianami klimatycz-nymi, natomiast Klimek (1997) dopatruje siê ingerencjicz³owieka — kolonizacja folwarczna z XVI–XIX wiekui zwi¹zane z ni¹ roboty melioracyjne w ca³ym dorzeczuPi³awy. Ostatni¹ hipotezê potwierdza bardzo œwie¿a mor-fologia klifów, niezatarta procesami stokowymi. Najwiê-ksz¹ mi¹¿szoœæ osadów jeziornych nawiercono w rynniePi³awy ko³o Liszkowa. Pod 2,7-metrow¹ warstw¹ torfuwystêpuje 7-metrowa warstwa wapiennej gytii, a poni¿ejponad 2-metrowa warstwa mu³ków piaszczystych (Lewan-dowski i in., 2003). Analiza U/Th próbki pobranej z g³êbo-koœci 8 m da³a wynik 12,0 ± 1,3 tys. lat BP (ryc. 2C).

W przesmyku po³o¿onym pomiêdzy jeziorem Brodya jeziorem £¹ka (stanowisko Miêdzylesie) nawiercono1,7 m torfu i 4 m kredy jeziornej (Lewandowski i in.,2003). Oznaczenia radiowêglowe sp¹gowej, œrodkoweji stropowej próbki torfu da³y nastêpuj¹ce daty: 4940 ± 130lat BP (Gd-15457); 3580 ± 130 lat BP (Gd-15449); 2100 ±70 lat BP (Gd-15541). Najpe³niejszy a jednoczeœnie naj-bardziej interesuj¹cy profil osadów jeziornych pozyskanosond¹ mechaniczn¹ w zroœniêtym i zdrenowanym jeziorkuko³o Sikor. Jest ono po³o¿one w rynnie marginalnej,pomiêdzy jeziorami Komorze i ¯erdno (ryc. 1 i 2B). Wiekkopalnych torfów (le¿¹cych na g³êbokoœci 5,0–6,3 m)oznaczono metod¹ 14C na 7890 ± 75 lat BP (Lewandowski& Heliasz, 2006). Wyniki analizy py³kowej wskazuj¹na rozwój wielogatunkowych lasów liœciastych z udzia-³em dêbu, lipy, wi¹zu i leszczyny oraz lasów olszowychz domieszk¹ jesionu (Nita, 2004). Osady mineralne le¿¹cepowy¿ej torfów œwiadcz¹ o pog³êbieniu zbiornika lubwyraŸnym podniesieniu poziomu wód w jeziorze przy-padaj¹cym (wg wyników badañ 14C) na pocz¹tek atlanty-ku. Prawdopodobnie by³o to zjawisko lokalne wywo³anezatamowaniem odp³ywu wód przez zator drzewny (¿ere-mie?).

Prze³omowe odcinki dolin rzecznych

Koryta górnej Pi³awy oraz górnej Drawy i ich do-p³ywów (w znacznym stopniu melioracyjnie wyprostowa-ne) s¹ ulokowane g³ównie w ró¿nego rodzaju obni¿eniach— najczêœciej rynnach subglacjalnych — wype³nionychosadami bagienno-torfowymi i deltowymi. Jedynie bardzokrótkie odcinki, których d³ugoœæ na ogó³ nie przekraczakilkuset metrów, maj¹ charakter erozyjnych w¹wozów(ryc. 1). Prze³omowe odcinki dolin przecinaj¹ pagórkowa-te wysoczyzny (zbudowanych z glin zwa³owych), sandry,a w wypadku Drawy — zastoisko z³ocienieckie. Doliny tes¹ bardzo w¹skie (maks. do 150 m szerokoœci), a ich stromestoki nie maj¹ ¿adnych poziomów morfologicznych, z wy-j¹tkiem 2-metrowego stopnia odpowiadaj¹cego tarasomjeziornym. Spadek rzek na tych odcinkach jest bardzo du¿yi dochodzi do 2‰. Dna koryt s¹ wys³ane brukiem erozyj-nym. Wszystkie te fakty dowodz¹ intensywnej erozjiwg³êbnej, która dzia³a³a g³ównie w schy³ku plejstocenuoraz na pocz¹tku holocenu.

G³ówna faza erozji towarzyszy³a drena¿owi zbiorni-ków limnoglacjalnych (bølling–starszy dryas). Powolnepog³êbianie koryt w odcinkach prze³omowych zachodzi³oprawdopodobnie do borea³u w³¹cznie. Sp¹g kopalnych tor-fów w prze³omowym odcinku Pi³awy, le¿¹cych na brukuerozyjnym, zosta³ wydatowany na 7340 ± 70 lat BP (Kli-mek, 2002). Niemal wszystkie daty sp¹gu torfów w kotli-nach bezodp³ywowych s¹ w przedziale 8–7 tys. lat BP.Intensywne zarastanie kotlin rozpoczê³o siê prawdopodob-nie po ustabilizowaniu poziomu wód gruntowych, a wiêci poziomu jezior, w pocz¹tkach okresu atlantyckiego. Ostat-nia faza erozji zosta³a wywo³ana czynnikami antropo-genicznymi — odlesianiem i melioracj¹ w XVI–XIXwieku.

Wyniki analizy py³kowej

Przedmiotem badañ by³y osady organiczne z trzech sta-nowisk: Lêdyczek, Kr¹gi i Miêdzylesie. Osady by³y pod-dawane maceracji z u¿yciem KOH, HCl, HF oraz acetolizyErdtmana. Diagramy py³kowe zosta³y narysowane z wyko-rzystaniem programu komputerowego Polpal (Walanus &Nalepka, 1994, 1999). Ka¿dy diagram zosta³ podzielony nalokalne poziomy py³kowe (ryc. 3), ich krótki opis zawieratabela 1.

Stanowisko Lêdyczek jest po³o¿one w zlewni Gwdy(poza analizowanym obszarem), jednak z uwagi na najbar-dziej kompletny profil zosta³o uwzglêdnione w niniejszymopracowaniu. W ¿adnym z wymienionych stanowisk profilosadów holocenu nie jest kompletny. Ze wzglêdu na trud-noœci techniczne osady z profilu Lêdyczek i Miêdzylesienie zosta³y przewiercone do sp¹gu. W osadach m³odszejczêœci profili iloœæ py³ku by³a bardzo ma³a, a sporomorfyczêsto by³y zniszczone, dlatego okres subborealny jestreprezentowany w diagramach py³kowych jednie przezpojedyncze próbki. Akumulacja torfu zosta³a przerwanaw starszej czêœci tego okresu, w profilach badanych stano-wisk brak jest osadów korelowanych z okresem subatlan-tyckim.

Schy³ek zlodowacenia wis³y jest reprezentowany jedy-nie w stanowisku Lêdyczek (poziom Betula-NAP). Obrazpy³kowy rejestruje wzrost znaczenia zbiorowisk brzozo-wo-sosnowych, które wkracza³y na siedliska po wyco-

384


385


7410±120

3820±1904660±170

mu³eksilt

i³clay

torfpeat

gytia wapiennacalcareous gyttja

kreda jeziornalacustrine chalk

50

110

160180200220

250270

300320

350370

400420

450

500

540560

20

60

85

120140160182

210

240260284

330350

387

420440

472491

35

110

190

225

265

295

340

390410

460

490

Miêdzylesie

Lêdyczek

Kr¹gi

Lito

logi

aLi

thol

ogy

Lito

logi

aLi

thol

ogy

Lito

logi

aLi

thol

ogy

G³ê

boko

œæ[c

m]

Dep

th[c

m]

G³ê

boko

œæ[c

m]

Dep

th[c

m]

G³ê

boko

œæ[c

m]

Dep

th[c

m]

AP

AP

AP

NAP

NAP

NAP

Wie

kC

BP

14

Age

CB

P14

Wie

kC

BP

14

Age

CB

P14

50%

50% 50%

50%50%

Thel

ypte

ris

palu

stri

s

Bet

ula

alba

typ

Pin

ussy

lves

tris

typ

Pop

ulus

Sal

ixU

lmus

Cor

ylus

avel

lana

Aln

us

Frax

inus

exce

lsio

rQ

uerc

us

Tilia

cord

ata

typ

Pic

eaab

ies

Car

pinu

sbe

tulu

sFa

gus

sylv

atic

a

Cyp

erac

eae

Poa

ceae

Art

emis

iaFi

lical

esm

onol

ete

Ace

rTa

xus

bacc

ata

Bet

ula

alba

typ

Bet

ula

nana

typ

Pin

ussy

lves

tris

typ

Pop

ulus

Sal

ix

Juni

peru

sU

lmus

Cor

ylus

avel

lana

Aln

us

Frax

inus

exce

lsio

rQ

uerc

usTi

liaco

rdat

aty

pP

icea

abie

sC

arpi

nus

betu

lus

Fagu

ssy

lvat

ica

Cyp

erac

eae

Poa

ceae

Art

emis

iaFi

lical

esm

onol

ete

Thel

ypte

ris

palu

stri

s

Bet

ula

alba

typ

Bet

ula

nana

typ

Pin

ussy

lves

tris

typ

Pop

ulus

Sal

ix

Juni

peru

sU

lmus

Cor

ylus

avel

lana

Aln

us

Frax

inus

exce

lsio

rQ

uerc

usTi

liaco

rdat

aty

pA

cer

Tilia

plat

yphy

llos

typ

Pic

eaab

ies

Car

pinu

sbe

tulu

sFa

gus

sylv

atic

aC

yper

acea

e

Poa

ceae

Art

emis

iaFi

lical

esm

onol

ete

Thel

ypte

ris

palu

stri

s

Pinus

Lokalnepoziomy py³kowe

Local pollenassemblage zones





Betula

Okr

esP

erio

d

Okr

esP

erio

d

Okr

esP

erio

d

Pinus-Betula

Corylus-Alnus-Pinus

Corylus-Pinus

Corylus-Pinus

Quercus-Corylus-Pinus

Quercus-Corylus

Pinus-Carpinus

Pinus-Carpinus

Pinus-Carpinus

SB

AT

BO

PB

Betula-Pinus

Betula-NAP

Corylus-Alnus

SB

AT

BO

PB

SB

AT

Ryc. 3. Uproszczone, procentowe diagramy py³kowe ze stanowisk Miêdzylesie, Lêdyczek i Kr¹giFig. 3. Simplified percentage pollen diagrams from the Miêdzylesie, Lêdyczek and Kr¹gi sites

fuj¹cych siê zbiorowiskach roœlin zielnych. Ci¹g³a krzywapy³ku Betula nana t. œwiadczy, ¿e brzoza kar³owata prze-trwa³a jeszcze z wczeœniejszego, niereprezentowanegow profilu okresu, w którym mog³y siê rozwijaæ na tymobszarze p³aty tundry krzewiastej. W s¹siedztwie stanowi-ska, na terenach suchych, otwartych rós³ tak¿e ja³owiec(Juniperus).

Osady korelowane z okresem preborealnym (PB)wystêpuj¹ w dwóch stanowiskach (Lêdyczek i Miêdzyle-sie). Sk³ad spektrów py³kowych wskazuje, ¿e zbiorowiska

roœlinne, które rozwija³y siê w bezpoœrednim s¹siedztwieobu jezior, s¹ typowe dla tego okresu. Pocz¹tkowo by³y tozbiorowiska brzozowe z domieszk¹ sosny (poziom Betu-

la), póŸniej brzozowo-sosnowe i sosnowe. Udzia³ py³kuPinus sylvestris t., wzrastaj¹cy do 60% w poziomie Pinus-

Betula, œwiadczy o du¿ym znaczeniu sosny w okolicy Miê-dzylesia. W m³odszej czêœci okresu preborealnego rolasosny w tym rejonie wzros³a jeszcze bardziej i prawdopo-dobnie bory sosnowe dosyæ szczelnie otoczy³y jezioro(poziom Corylus-Pinus). W rejonie Lêdyczka znaczenie

386


Tab. 1. Opis lokalnych poziomów py³kowychTable 1. Description of local pollen assemblage zones (L PAZ)

StanowiskoSites

Poziomy py³kowePollen assemblage zones

Opis lokalnych poziomów py³kowychDescription of local pollen assemblage zones

Miêdzylesie Pinus-Carpinus Nieznaczne zwiêkszenie zawartoœci py³ku Pinus sylvestris t. (maks. 61%), udzia³ Carpinusbetulus — 2%, Fagus sylvatica — 1%, spadek udzia³u Quercus do 2%, Corylus avellana do 4%Slight increase in pollen values of Pinus sylvestris t. (max. 61%), the proportion of Carpinusbetulus 2%, Fagus sylvatica 1%, decrease in Quercus to 2%, Corylus avellana to 4%

Quercus-Corylus-Pinus Wiêksza iloœæ py³ku Quercus (maks. 13%), mniejszy udzia³ Corylus avellana (4–9%) i Pinussylvestris t. (44–57%)Higher pollen values of Quercus (max. 13%), lower proportion of Corylus avellana (4–9%) andPinus sylvestris t. (44–57%)

Corylus-Alnus-Pinus Wzrost zawartoœci py³ku Corylus avellana do 12%, Alnus do 14%, Quercus do 4%, Tilia cordatat. do 2%, Ulmus do 2%, mniejszy udzia³ Pinus sylvestris t. (56–68%)Increase in pollen values of Corylus avellana up to 12%, Alnus to 14%, Quercus to 4%, Tiliacordata t. to 2%, Ulmus to 2%, lower proportion of Pinus sylvestris t. (56–68%)

Corylus-Pinus Dalsze zwiêkszanie udzia³u py³ku Pinus sylvestris t. (maks. 81%). Iloœæ Corylus avellanaw przedziale 1–7%Further increase in pollen values of Pinus sylvestris t. (max. 81%). The values of Corylusavellana in the range of 1–7%

Pinus-Betula Wzrost zawartoœci py³ku Pinus sylvestris t. do 60%, spadek Betula alba t. do 22%Increase in pollen values of Pinus sylvestris t. up to 60%, and decrease in Betula alba t. to 22%

Betula Du¿y udzia³ py³ku drzew i krzewów (AP) — 86%, g³ównie Betula alba t. (56%) oraz Pinussylvestris t. (27%)High proportion of trees and shrubs’ pollen (AP) — 86%, mainly Betula alba t. (56%) and Pinussylvestris t. (27%)

Lêdyczek Pinus-Carpinus Spadek udzia³u py³ku Pinus sylvestris t. do min. 56%, zawartoœæ Carpinus betulus — 2%, Fagussylvatica — 0,2%Decrease in proportion of Pinus sylvestris t. to min. 56%, Carpinus betulus 2%, Fagussylvatica 0.2%

Pinus Bardzo wyraŸny wzrost zawartoœci py³ku Pinus sylvestris t. do 86%, ma³y udzia³ Quercus(1–5%), Corylus avellana (2–7%) i Tilia cordata t. (1–2%)Very significant increase in pollen values of Pinus sylvestris t. to 86%, low proportion ofQuercus (1–5%), Corylus avellana (2–7%) and Tilia cordata t. (1–2%)

Corylus-Alnus Wzrost wartoœci Corylus avellana do 22%, Alnus do 20% i Quercus do 4%. Spadek udzia³uPinus sylvestris t. do min. 20%Increase in Corylus avellana to 22%, Alnus to 20% and Quercus to 4%. Decrease in pollenvalues of Pinus sylvestris t. to min. 20%

Corylus-Pinus Udzia³ Corylus avellana wzrasta do 16%, Ulmus do 2%, Pinus sylvestris t. do 46%, spadekzawartoœci Betula alba t. do 31%Proportion of Corylus avellana increases to 16%, Ulmus to 2%, Pinus sylvestris t. to 46%,decrease in pollen values of Betula alba t. to 31%

Betula-Pinus Wzrost udzia³u py³ku drzew i krzewów (AP) powy¿ej 90%, g³ównie Betula alba t. (maks. 54%)i Pinus sylvestris t. (maks. 41%)Increase in proportion of trees and shrubs’ pollen (AP) over 90%, mainly Betula alba t. (max.54%) and Pinus sylvestris t. (max. 41%)

Betula-NAP Udzia³ py³ku roœlin zielnych (NAP) — 30%, g³ównie Poaceae, Cyperaceae i Artemisia.Zawartoœæ py³ku Betula nana t. — maks. 1,1%The percentage of herbaceous plants pollen (NAP) is 30%, mainly Poaceae, Cyperaceae andArtemisia. The pollen values of Betula nana t. max. 1.1%

Kr¹gi Pinus-Carpinus Zwiêkszenie iloœci Pinus sylvestris t. do 60%, spadek udzia³u Corylus avellana do min. 2%,Quercus do 4% i Tilia cordata t. do 1% w stropie poziomu. Ma³y udzia³ py³ku Carpinus betulus(maks. 4%) i Fagus sylvatica (0,5%).Increase in pollen values of Pinus sylvestris t. to 60%, decrease in Corylus avellana pollen tomin. 2%, Quercus to 4% and Tilia cordata t. to 1% at the top of the zone. Low pollen values ofCarpinus betulus (max. 4%) and Fagus sylvatica (0.5%)

Quercus-Corylus Bardzo du¿y udzia³ py³ku drzew i krzewów (AP) — powy¿ej 95%, g³ównie Alnus (maks. 33%),Corylus avellana (maks. 20%), Quercus (maks. 15%) i Tilia cordata t. (maks. 5%). Ma³a iloœæPinus sylvestris t. (11–25%)Very high proportion of trees and shrubs’ pollen (AP), above 95%, mainly Alnus (max. 33%),Corylus avellana (max. 20%), Quercus (max. 15%) and Tilia cordata t. (max. 5%). Low pollenvalues of Pinus sylvestris t. (11–25%)

sosny w krajobrazie leœnym by³o w tym czasie wyraŸniemniejsze. Dopiero w m³odszej czêœci okresu preboreal-nego krajobraz leœny zacz¹³ siê stopniowo ró¿nicowaæ.W przeœwietlonych p³atach lasów sosnowych i na ichobrze¿ach pojawi³a siê leszczyna (Corylus avellana), a nabardziej ¿yznych glebach zacz¹³ siê pojawiaæ wi¹z(Ulmus).

Okres borealny (BO) to przede wszystkim wzrost zna-czenia leszczyny (Corylus avellana) oraz pojawienie siêolszy (Alnus) i dêbu (Quercus). Wzrost udzia³u py³kuCorylus w poziomie Corylus-Alnus sugeruje, ¿e w s¹siedz-twie jeziora w Lêdyczku leszczyna nie tylko wchodzi³a wsk³ad podszycia leœnego, ale mog³a te¿ tworzyæ samodziel-ne zaroœla (Ralska-Jasiewiczowa, 1966; Mamakowa,1989). Znaczenie sosny w tym rejonie wyraŸnie spad³o,chocia¿ nadal by³a obecna w zbiorowiskach leœnych. Nato-miast w s¹siedztwie stanowiska Miêdzylesie lasy sosnowestraci³y niewiele na znaczeniu — du¿a zawartoœæ py³kuPinus sylvestris t. (maks. 68%) wskazuje, ¿e nadal utrzy-ma³y dominuj¹c¹ pozycjê w krajobrazie leœnym (poziomCorylus-Alnus-Pinus). Na siedliskach podmok³ych rozwi-nê³y siê zbiorowiska olszowe, miejscami z domieszk¹jesionu (Fraxinus excelsior). Nowym sk³adnikiem lasówby³ te¿ d¹b (Quercus), który wkracza³ prawdopodobnie dozbiorowisk sosnowych, wypieraj¹c je z ¿yŸniejszych sie-dlisk.

W okresie atlantyckim (AT) warunki lokalne nadal bar-dzo wyraŸnie wp³ywa³y na zró¿nicowanie zbiorowiskleœnych w poszczególnych stanowiskach. W otoczeniuLêdyczek stopniowo zaczê³o rosn¹æ znaczenie borówsosnowych (poziom Pinus). Udzia³ py³ku Pinus sylvestris t.,przekraczaj¹cy w tej czêœci profilu 85%, sugeruje, ¿e sosnabardzo wyraŸnie zdominowa³a krajobraz leœny. W tymrejonie wystêpuj¹ rozleg³e, piaszczyste powierzchnie san-dru Gwdy i prawdopodobnie dlatego nie rozwinê³y siê tutajtypowe dla okresu atlantyckiego wielogatunkowe lasy liœ-ciaste z udzia³em dêbu, lipy, klonu i leszczyny, którychobecnoœæ tak wyraŸnie siê zaznaczy³a w Borach Tuchol-skich (Miotk-Szpiganowicz, 1992; Milecka, 2005; Noryœ-kiewicz, 2006). W starszej czêœci okresu atlantyckiegow rejonie jeziora, sk¹d pochodzi badany profil, utworzy³osiê torfowisko, na które wkroczy³y paprocie, w tym m.in.Thelypteris palustris. Prawdopodobnie zmiany hydro-logiczne zwi¹zane z czêœciowym osuszeniem niektórychsiedlisk spowodowa³y radykalny spadek znaczenia olszy(Alnus).

W rejonie Miêdzylesia i Krêgów roœlinnoœæ by³a znacz-nie bardziej typowa dla okresu atlantyckiego. Jezioro wKrêgach otacza³y wielogatunkowe lasy liœciaste z udzia-³em dêbu (Quercus), lipy (Tilia cordata t.), klonu (Acer),wi¹zu (Ulmus) i leszczyny (Corylus avellana) (poziomQuercus-Corylus), a tak¿e zbiorowiska olszowe z domieszk¹jesionu (Fraxinus excelsior). Ma³a zawartoœæ py³ku Pinus

sylvestris t. wskazuj¹, ¿e rola sosny by³a na tym terenie nie-wielka. Podobne zbiorowiska leœne wystêpowa³y tak¿ew Miêdzylesiu (poziom Quercus-Corylus-Pinus), chocia¿znaczenie sosny na tym obszarze by³o znacznie wiêkszeni¿ w Krêgach. Cis (Taxus baccata) nie wystêpowa³ wbezpoœrednim s¹siedztwie stanowisk, ale pojedynczeziarna py³ku w Kr¹gach œwiadcz¹ o jego obecnoœci w tymrejonie.

Osady organiczne najm³odszej czêœci badanych profilireprezentuj¹ jedynie starsz¹ czêœæ okresu subborealnego

(SB). W rejonie Miêdzylesia i Krêgów wyraŸnie wzros³oznaczenie sosny, która stopniowo stawa³a siê domi-nuj¹cym elementem krajobrazu leœnego. Wielogatunkowelasy liœciaste, które ros³y jeszcze w najstarszej czêœci tegookresu w otoczeniu stanowiska Kr¹gi, póŸniej niemalzupe³nie zosta³y wyparte przez zbiorowiska sosnowe.W diagramach py³kowych na granicy okresu atlantyckiegoi subborealnego jest widoczny nieznaczny spadek udzia³upy³ku Ulmus. Krzywa promilowa graba (Carpinus betulus)i buka (Fagus sylvatica) wskazuje, ¿e drzewa te stopniowoprzybli¿a³y siê do badanego regionu. W tej czêœci Polskigrab rozprzestrzeni³ siê na wiêksz¹ skalê dopiero w m³od-szej czêœci okresu subborealnego, ok. 3000 lat BP (Ral-ska-Jasiewiczowa i in., 2004).

W starszej czêœci okresu subborealnego procesysp³ycania i zarastania doprowadzi³y ostatecznie do prze-kszta³cenia jezior w Miêdzylesiu i Krêgach w torfowiska.W ich s¹siedztwie, na siedliskach podmok³ych rozwija³ysiê nadal zbiorowiska olszowe, a w obrêbie torfowisk ros³ypaprocie, m.in. Thelypteris palustris.

Podsumowanie

Osady piaszczysto-mu³kowo-ilaste poziomów limno-glacjalnych reprezentuj¹ akumulacjê inicjalnego etapupowstawania jezior, kiedy poziom wód w stosunku donajm³odszych odp³ywów sandrowych obni¿y³ siê o kilka,kilkanaœcie metrów (ryc. 4) i by³ przez pewien czas kontro-lowany przez skanalizowane przep³ywy dolinami wód roz-topowych ku po³udniowi (ryc. 1). Rolê dolin drenuj¹cychodgrywa³y tak¿e rynny subglacjalne P³ytnicy i Pi³awy,stopniowo uwalniane z konserwuj¹cych je martwychlodów. Rynna marginalna jezior: Pile, Strzeszyn, Brody,Rakowo, Komorze, ¯erdno, Drawskie, Wilczkowo (ryc. 1i 4) w pewnym okresie stanowi³a system jezior po³¹czo-nych przelewowymi dolinkami kieruj¹cymi odp³yw kuzachodowi, w kierunku zastoiska z³ocienieckiego. DatyOSL stropowych partii i³ów warwowych wspomnianegozastoiska sugeruj¹, ¿e funkcjonowa³o do najstarszegodryasu w³¹cznie (Lewandowski, 2006). Obecnoœæ bardzolicznych zag³êbieñ wytopiskowych w poziomie limno-glacjalnym dowodzi, ¿e w jego rozwoju znaczny udzia³mia³y bry³y martwego lodu.

Drena¿ zbiorników limnoglacjalnych, które znalaz³ysiê w zlewni Pi³awy i P³ytnicy, rozpocz¹³ siê zanim naobszar Pojezierza Pomorskiego wkroczy³a roœlinnoœæ. Zbior-niki, w których zachodzi³a intensywna sedymentacja mine-ralna, istnia³y w schy³kowym zlodowaceniu wis³y, ci¹glepog³êbiaj¹c siê na skutek powolnego topnienia zagrzeba-nych bry³ martwego lodu. Drena¿ wód w zbiornikach bez-odp³ywowych by³ spowodowany odp³ywem podziemnym,kontrolowanym przez poziom wód gruntowych, który bar-dzo d³ugo utrzymywa³ siê na rzêdnej ok. 145 m n.p.m. wewschodniej czêœci (dorzecze Pi³awy) i ok. 140 m n.p.m.w zachodniej czêœci (dorzecze Drawy).

Finalny etap rozwoju mis jeziornych wi¹za³ siê z osta-tecznym roztopieniem zagrzebanych bry³ martwego lodu.Czas i tempo zaniku pogrzebanych bry³ lodu by³y bardzoró¿ne i zale¿a³y od wielu czynników (patrz Nowaczyk,1994; Marks, 1996; B³aszkiewicz, 2005), jednak najistot-niejsze by³y wielkoœæ (g³ównie mi¹¿szoœæ) bry³ i stopieñich izolacji. Wydaje siê, ¿e najpóŸniej martwy lód stopi³ siêw g³êbokich na kilkadziesi¹t metrów rynnach subglacjal-

387


nych. Proces ten móg³ trwaæ do preborea³u w³¹cznie(por. B³aszkiewicz, 2005), o czym œwiadcz¹ najstarszedaty radiowêglowe torfów, mieszcz¹ce siê w przedziale11–9 tys. lat BP (ryc. 5). Wczeœniej (prawdopodobnie wnajstarszym dryasie) zosta³y zdrenowane zastoiska wierz-chowskie i z³o- cienieckie. Znacznie d³u¿ej (prawdopodob-nie do starszego dryasu?) dzia³a³ zbiornik limnoglacjalnyw kotlinie Jelenina. G³êbokie i rozleg³e jeziora rynnowe(Drawskie, Siecino, W¹sosze) s¹ zapewne pozosta³oœciamizbiorników limnoglacjalnych, w których proces sedymen-tacji odbywa³ siê nieprzerwanie. Po roztopieniu bry³ mar-twego lodu rygluj¹cych odp³yw powierzchniowy i wwyniku dzia³ania erozji wg³êbnej w odcinkach przelewo-wych poziom wód gruntowych zacz¹³ gwa³townie spadaæ.Moment ten nale¿y wi¹zaæ z ostatecznym zanikiem wielo-letniej zmarzliny, prawdopodobnie pod koniec allerødu

(patrz Kozarski, 1995; Marks, 1996; B³aszkiewicz, 2005).Podczas deglacjacji subaeralnej (topnienia zagrze-

banych bry³ martwego lodu) zaczê³a siê formowaæ sta³asieæ odp³ywu rzecznego. G³ówna faza erozji w prze³o-mowych odcinkach rzek przypad³a zapewne na schy³ekplejstocenu i trwa³a (z coraz mniejszym natê¿eniem) dopreborea³u lub borea³u w³¹cznie (patrz B³aszkiewicz,2005). Dowodz¹ tego najstarsze daty radiowêglowe (9500± 270 lat BP) uzyskane z torfów w kotlinkach wytopisko-wych po³o¿onych na sandrach (ryc. 5). Drena¿ rzecznyspowodowa³ szybkie obni¿enie poziomu wód gruntowycho kilkanaœcie metrów. Procesowi temu sprzyja³ ostatecznyzanik wieloletniej zmarzliny, której obecnoœci dowodz¹

kliny mrozowe obserwowane w stropie osadów sandro-wych (Borówka & Marsz, 1975; Kozarski, 1995). Jeziora,które znalaz³y siê w strefie drena¿u powierzchniowego,znacznie siê sp³yci³y lub zanik³y. Poziom wody w systemiejezior drenowanych przez Drawê i Pi³awê obni¿y³ siê osta-tecznie o 8–18 m (ryc. 4) i na bardzo d³ugo (atlantyk–sub-atlantyk) ustabilizowa³ siê na poziomie ok. 2 m wy¿szymod wspó³czesnego.

W pocz¹tkach holocenu coraz wiêksz¹ rolê w kszta³-towaniu rzeŸby (jej utrwalaniu) zaczê³a odgrywaæ szataroœlinna, która skutecznie zahamowa³a procesy stokowe.Dostawa materia³u mineralnego do zbiorników zosta³a bar-dzo ograniczona. Wszystkie zbiorniki wodne zaczê³y siêstopniowo wype³niaæ osadami fitogenicznymi. Wynikianaliz palinologicznych wskazuj¹, ¿e kreda jeziorna i gytiareprezentuj¹ na ogó³ okresy: preborealny, borealny, at-lantycki, natomiast wiêkszoœæ torfów utworzy³a siê podkoniec atlantyku i w subboreale (patrz ryc. 5). Sedymenta-cja jeziorna rozpoczê³a siê w póŸnym glacjale (allerødzie)i trwa do dziœ. Jednak¿e wiêkszoœæ ma³ych i p³ytkich zbior-ników bezodp³ywowych oraz p³ytkich zatok jeziornychzosta³a zape³niona ju¿ w subboreale.

Obni¿enie poziomu jezior przep³ywowych o ok. 2 mmia³o prawdopodobnie przyczyny antropogeniczne i wi¹za³osiê z intensywn¹ kolonizacj¹ (XVI i XVII wiek) orazXIX-wieczn¹ melioracj¹, na du¿¹ skalê przeprowadzon¹w dorzeczach Drawy i Pi³awy. Najni¿szy (do 0,5 m) tarasjeziorny jest efektem sezonowych wahañ poziomu wód,które w skrajnych sytuacjach dochodz¹ do 1 m.

388


180

170

160

150

140

130

120

110

100

90

80

70

60

50

40

30

20

10

0

-10

180

170

160

150

140

130

120

110

100

90

80

70

60

50

40

30

20

10

0

-10

m n.p.mm a.s.l.

m n.p.mm a.s.l.

Z³ocieniec

s adp¹g os ów zlodowaceniaw

is³y

¯erdno

strop miocenu

top of Miocene

Sikory MiêdzylesieLiszkowo

Jelenino N

sandr Drawy Drawa sandurkemykames

morenyczo³owefrontal

moraines more

ny

spiê

trzo

ne

morenyczo³owe

sandr Pi³awy Pi³awa sandur

sandr P³ytnicyP³ytnica sandursandr Dobrzycy

Dobrzyca sandur

jeziorne i rzeczne osady interglacja³u mazowieckiego

lacustrine and fluvial deposits of the Mazovian Interglacial

W E

poziom limnoglacjalny glaciolacustrine horizonKr¹gi

RakowoSiemczyno

Jelenino S

StareDrawsko

t.II

13160 BP

12440 BP

7890 BP

10980 BP

7240 BP

9500 BP

ba posse de its of the Vis

o

tula

aG

lciati n

osady limnoglacjalne:glaciolacustrine deposits:

torfypeats

gytia i kreda jeziornagyttia and lacustrinechalkpiaskisands

piaski i ¿wiry rzecznefluvial sands and gravels

piaskisands

mu³ki piaszczystesandy silts

i³y warwowevarved clays

glina zwa³owatill

osady bagienne i jeziorne:swamp and lacustrine deposits:

mu³y organiczneorganic silts

frontalmoraines

push

mora

ines

7240 BPdatowania C i OSL14

14C & OSL dating

t.II

t.IIt.II

Ryc. 4. Syntetyczny przekrój geologiczny wzd³u¿ rynny marginalnej Wilczkowo–PileFig. 4. Synthetic cross section through the Wilczkowo–Pile marginal glacial valley


389

Stratygrafia

Stratigraphy

Zb

iorn

iki

limn

og

lacj

aln

eG

laci

ola

cust

rin

eb

asin

s

Jezi

orka

wys

oczy

znow

eM

orai

nic

plat

eau

lake

s

Jezi

ora

wko

tlin

ach

wyt

op

isko

wyc

hD

ead

-ice

dep

ress

ion

lake

s

Jezi

ora

wr y

nn

ach

sub

gla

cjal

nyc

hFu

rro

wla

kes

Zar

oœn

iête

zato

kiw

spó

³cze

snyc

hje

zio

rT

he

bay

so

fth

ere

cen

tla

kes

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

17

ZL

OD

OW

AC

EN

IE

WI

S£

YV

IS

TU

LA

GL

AC

IA

TI

ON

subatlantyk

Subatlantic

subborea³

Subboreal

atlantyk

Atlantic

borea³Boreal

preborea³Preboreal

m³odszy dryasYounger Dryas

starszy dryas Older Dryas

faza pomorskaPomeranian

Phase

najstarszy dryasOldest Dryas

wytapianiemartwych lodówdead-ice melting

Bolling

Allerod

Typy form geomorfologicznych Type of geomorphological forms

SN

£¹

ka

„wyt

op

isko

ow

aln

e”

”ova

ld

ea

d-ice

de

pre

ssio

n”

£a

zice

Ku

Ÿnic

aD

raw

ska

Miê

dzy

lesi

e

Krê

gi

Bo

rne

Su

lino

wo

Sik

ory

Jele

nin

oS

Jele

nin

oN

Z³o

cie

nie

cII

Z³o

cie

nie

cI

Pi³a

wa

I

Ka

leñ

sko

Lis

zko

wo

faza

leszczyñsko-

-poznañska

Leszno-Poznañ

Phase

funkcjonowaniezbiorników limnoglacjalnychexistence of glaciolacustrine

basins

aktywny l¹dolódactive ice cap

Do

liny

prz

e³o

mo

we

Val

leys

gap

sP

i³aw

aII

g³ó

wn

afa

zaer

ozj

i rze

czn

ej

U/Th

mai

np

has

eo

ffl

uvi

aler

osi

on

datowania OSL i U/ThOSL and U/Th dating

datowania C14

radiocarbon datingprofile palinologicznepalinology profiles

przypuszczalna, czasowa granicaprzetrwania martwych lodówpresumed time-extentof dead-ice masses

Wiek

[ka BP]

Age

HO

LO

CE

NH

OL

OC

EN

E

Ryc. 5. Tabela stratygraficzna z datami radiometrycznymi i profilami palinologicznymi osadów limnoglacjalnych i jeziornych orazg³ówne etapy deglacjacjiFig. 5. Stratigraphic table containing radiometric datings and palynological profiles of glacilacustrine and lacustrine deposits with mainof deglaciation stages

Literatura

B£ASZKIEWICZ M. 2005 — PóŸnoglacjalna i wczesnoholoceñskaewolucja obni¿eñ jeziornych na Pojezierzu Kociewskim (wschodniaczêœæ Pomorza). Pr. Geogr., 201: 1–192.BORÓWKA K. & MARSZ A. 1975 — Pseudomorfozy szczelin lodo-wych w okolicach Rakowa nad jeziorem Komorze (Pojezierze Draw-skie). Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 28: 29–40.DOBRACKA E. & LEWANDOWSKI J. 2002 — Strefa marginalnafazy pomorskiej lobu Parsêty (Pomorze Œrodkowe). [W:] PlejstocenPomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. IX Konferencja„Stratygrafia plejstocenu Polski”. Oddzia³ Pomorski PIG i Wydz. Nauko Ziemi UŒ, Szczecin-Sosnowiec: 109–117.GALON R. 1972 — Pojezierze Pomorskie i przyleg³e wysoczyznyjeziorne. [W:] Galon R. (red.) Geomorfologia Polski. T. 2, Ni¿ Polski.PWN, Warszawa: 35–110.KARCZEWSKI A. 1989 — Morfogeneza strefy marginalnej fazypomorskiej na obszarze lobu Parsêty w vistulianie (Pomorze Œrodko-we). Seria Geografia, 44. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ: 1–48.KARCZEWSKI A. 1990 — Morphogenesis of the Pomeranian Phasemarginal zone in the Parsêta lobe region in the Vistulian, middle Pome-rania. Questiones Geogr., 13/14: 43–68.KARCZEWSKI A. 1991 — Rozwój i zasiêg fazy pomorskiej w obrê-bie lobu Parsêty podczas zlodowacenia vistuliañskiego. [W:]Kostrzewski A. (red.) Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwarto-rzêdowych. Seria Geografia, 50. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ: 60–65.KARCZEWSKI A. 1994 — Morpho- and lithogenetic diversificationof the Pomeranian Phase in western and central Pomerania. Z.Geomorph. Suppl., 95: 35–48.KARCZEWSKI A. 1997 — Geomorfologia i rozwój rzeŸby przedpolafazy pomorskiej w pó³nocnym s¹siedztwie jeziora Pile. [W:]Bukowska-Jania E. & Pulina M. (red. nauk.) Studia nad œrodowiskiemgeograficznym Bornego Sulinowa. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa:69–74.KLIMEK K. 1997 — Charakterystyka rzeŸby i paleogeografii pó³noc-nej czêœci miêdzyrzecza Pilawy — P³ytnicy. [W:] Bukowska-Jania E.& Pulina M. (red. nauk.) Studia nad œrodowiskiem geograficznym Bor-nego Sulinowa. Wyd. Nauk PWN, Warszawa: 75–87.KLIMEK K. 2002 — Transformacja odwodnienia strefy jeziora Pile.[W:] Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty.IX Konferencja „Stratygrafia plejstocenu Polski”. Oddzia³ PomorskiPIG i Wydz. Nauk o Ziemi UŒ, Szczecin-Sosnowiec: 118–121.KLIMEK K. & LEWANDOWSKI J. 2002 — Rynna Pi³awy. Stanowiskonr 5 — Liszkowo. [W:] Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa margi-nalna lobu Parsêty. IX Konferencja „Stratygrafia plejstocenu Polski”.Oddzia³ Pomorski PIG i Wydz. Nauk o Ziemi UŒ, Szczecin-Sosnowiec:161–166.K£YSZ P. 1990 — Mechanizm kszta³towania siê strefy marginalnejfazy pomorskiej na obszarze Pojezierza Drawskiego. Seria Geografia,47. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ.K£YSZ P. 1991 — Problem zasiêgu fazy pomorskiej na obszarze Poje-zierza Drawskiego w œwietle badañ w rejonie Osieka Drawskiego iKalisza Pomorskiego. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 42:103–132.K£YSZ P. 1998 — Zasiêg l¹dolodu fazy pomorskiej na PojezierzuDrawskim w œwietle badañ w rejonie Czaplinka ¯abina oraz KaliszaPomorskirgo. [W:] Kostrzewski A.(red.) RzeŸba i osady czwartorzêdo-we obszarów wspó³czesnego i plejstoceñskiego zlodowacenia pó³kulipó³nocnej. Seria Geografia, 58. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ: 112–124.KOZARSKI S. 1995 — Deglacjacja pó³nocno-zachodniej Polski:warunki œrodowiska i transformacja geosystemu. Dokumentacja Geo-graficzna, 1. IGIPZ PAN. Wyd. Continuo, Wroc³aw.KRZYMIÑSKA J. 2002 — Ekspertyza malakofauny z osadówczwartorzêdowych ods³oniêcia Liszkowo (dolina Pi³awy). CAGPañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.LEWANDOWSKI J. 2002 — Kotlina wytopiskowa Jelenina i jejobrze¿enie. Stanowisko nr 7 — Jelenino. [W:] Plejstocen PomorzaŒrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. IX Konferencja „Straty-

grafia plejstocenu Polski”. Oddzia³ Pomorski PIG i Wydz. Nauk o Zie-mi UŒ, Szczecin-Sosnowiec: 172–175.LEWANDOWSKI J. 2006 — Geneza zastoiska z³ocienieckiego naPojezierzu Drawskim. [W:] Przewodnik XIII Konferencji „Stratygrafiaplejstocenu Polski” — Maróz 2006. Pañstwowy Inastytut Geologiczny,Warszawa: 91–93.LEWANDOWSKI J., CHYBIORZ R. & HELIASZ Z. 2003 — Szcze-gó³owa mapa geologiczna Polski wraz z Objaœnieniami, 1 : 50 000.Arkusz £ubowo. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.LEWANDOWSKI J., HELIASZ Z. & KLIMEK K. 2005 — Szcze-gó³owa mapa geologiczna Polski wraz z Objaœnieniami, 1 : 50 000.Arkusz Sulinowo. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.LEWANDOWSKI J. & HELIASZ Z. 2006 — Objaœnienia do Szcze-gó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000. Arkusz Czaplinek.Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.MAKSIAK S. & MRÓZ W. 1974 — Mapa geologiczna Polski 1 : 200000, wyd. A. Arkusz Szczecinek. Wyd. Geol., Warszawa.MAKSIAK S. & MRÓZ W. 1978 — Czwartorzêd œrodkowej czêœciPojezierza Pomorskiego. Biul. Inst. Geol., 300: 97–152.MARKS L. 1996 — Rola martwego lodu w kszta³towaniu mis jezior-nych obecnych pojezierzy. Acta Geogr. Lodz., 71: 181–193.MAMAKOWA K. 1989 — Late Middle Polish Glaciation, Eemian andEarly Vistulian vegetation at Imbramowice near Wroc³aw and the pol-len stratigraphy of this part of the Pleistocene in Poland. Acta Palae-obot., 29, 1: 11–176.MARSZ A. 1971 — Zmiany linii brzegowej jeziora Komorze (Pojezie-rze Drawskie). Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 24: 187–196.MARSZ A. 1973 — Niektóre zagadnienia geomorfologii bezpoœrednie-go przedpola zasiêgu stadia³u pomorskiego na Pojezierzu Drawskim(na przyk³adzie obrze¿enia rynny marginalnej Drawsko–Pile). Bad.Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 26: 97–143.MILECKA K. 2005 — Historia jezior lobeliowych zachodniej czêœciBorów Tucholskich na tle postglacjalnego rozwoju szaty leœnej. Wyd.Nauk. UAM, Poznañ: 1–246.MIOTK-SZPIGANOWICZ G. 1992 — The history of the vegetation ofBory Tucholskie and the role of main in the light of palynological inve-stigations. Acta Palaeobot., 32, 1: 39–122.NITA M. 2004 — Wyniki analizy py³kowej osadów organicznych,arkusz Czaplinek. CAG Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.NORYŒKIEWICZ A.M. 2006 — Historia cisa w okolicy Wierzchlasuw œwietle analizy py³kowej. Wyd. UMK, Tow. Przyjació³ Dolnej Wis³y.Toruñ-Gruczno.NOWACZYK B. 1994 — Wiek jezior i problemy zaniku bry³ pogrze-banego lodu na przyk³adzie sandru Brdy w okolicy Charzykowy. ActaUniv. Nicol. Copern., Geogr., 27: 97–110.PALUSZKIEWICZ R. 2004 — Warunki sedymentacji osadów rytmicz-nie warstwowanych w zastoisku z³ocienieckim na Pojezierzu Draw-skim. Pr. Komis. Geogr.-Geol./PTPN, t. 34.PIOTROWSKI A. 2003 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1 : 50 000.Arkusz Miros³awiec. Pañstwowy Inatytut Geologiczny, Warszawa.RALSKA-JASIEWICZOWA M. 1966 — Osady denne JezioraMiko³ajskiego na Pojezierzu Mazurskim w œwietle badañ paleobota-nicznych. Acta Palaeobot., 7, 2.RALSKA-JASIEWICZOWA M., MIOTK-SZPIGANOWICZ G.,ZACHOWICZ J., LATA£OWA M. & NALEPKA D. 2004 — Carpinus

betulus L.– Hornbeam. [In:] Ralska-Jasiewiczowa M., Lata³owa M.,Wasilikowa K., Tobolski K., Madeyska E., Wright H.E.Jr. & Turner Ch.(eds) Late Glacial and Holocene history of vegetation in Poland basedon isopollen maps. W. Szafer Institute of Botany, Polish Academy ofSciences, Kraków: 69–78.WALANUS A. & NALEPKA D. 1994 — POLPAL — PalinologicznaBaza Danych, Instrukcja obs³ugi. Wyd. Instytut Botaniki im. W. SzaferaPolskiej Akademii Nauk, Kraków.WALANUS A. & NALEPKA D. 1999 — POLPAL. Program for coun-ting pollen grains, diagrams plotting and numeral analysis. Acta Palae-obot., Supl. 2: 659–661.

Praca wp³ynê³a do redakcji 29.01.2008 r.Po recenzji akceptowano do druku 27.03.2008 r.

390


Documents

Ewolucja systemu hydrograficznego i szaty roœlinnej dorzecza … · 2019. 9. 25. · Ewolucja systemu hydrograficznego i szaty roœlinnej dorzecza górnej Pi³awy i górnej Drawy