W arunki klim atyczne w okresie p rz e d in stru m e n ta ln y m określane są na podstawie charakterystycznych typów osadów, form terenow ych, szcząt
ków roślin i zw ierząt kopalnych. W o sta tn ic h latach rozw inęły się tak że chem iczne i izotopow e m eto d y b a d a ń klim atu. Z m ian y k lim atu w cza
sach historycznych stw ierdzane są n a p o dstaw ie źród eł pisanych i z a b y t
ków sztuki.
N ajłatw iej zauw ażane są zm iany w skali d łu g o term in o w y ch w ahnięć klim atycznych, k tó ry m i dla czw arto rzęd u są cykle glacjalne, gdyż w ystar
czy rozpoznać ch a rak tery sty czn e form y pow ierzchni, k tóre pow staw ać mogą tylko w określonych w aru n k ach klim aty cznych . D o tej g ru p y n ale
żą np. form y po ch o d zen ia lodowcow ego, form y peryglacjalne oraz in te r
glacjalne osady organiczne w jeziorach, osady rzeki m eandrow ej w do li
nach rzecznych. N iepokojące jest jed n ak m n o żen ie ilości glacjałów i in- terglacjałów na podstaw ie czasem jednostkow ych, w ybiórczych, w yników badań.
W ram ach glacjałów i interglacjałów odbyw ały się fluktuacje klim a
tyczne niższego rzędu, jed n ak d u żo tru d n iej jest je zidentyfikow ać. Ist
nieje wiele m etod pom ocnych w uchw yceniu tych zm ian. A naliza granu- lom etryczna dostarcza inform acji na te m a t d y nam iki i reżim u procesów, które utw orzyły osady, a zależne b yły o d ilości w ód spływ ających w k o ry cie. Typ w arstw ow ania osadu pozw ala w nioskow ać o ch a rak terze i szyb
kości przepływ u wody, a następ stw o osadów i s tru k tu r św iadczy o zm ia
nach reżim ów rzecznych. S tosunkow o łatw a ro zpuszczaln ość w ęglanów i ich p odatno ść na w ietrzenie jest często d o b ry m w skaźnikiem z a ch o d zą
cych zm ian klim atycznych. Z aw artość m in erałó w ciężkich w aluw iach, w zrastająca skokowo w o statn ich 1 0 0 -1 5 0 latach , w skazuje na o d d ziały wanie człowieka. N a podstaw ie ty p u gleby w nioskow ać m o żn a o w a ru n kach klim atycznych panujących podczas jej p ow staw an ia oraz o typie
roślinności. Rozwój gleb p rz y d atn y ch do analizy zm ian klim atycznych w holocenie najlepiej zapisan y jest w profilach w ydm śródlądow ych - gle
by z okresu preboralnego, p o czątk u borealnego i atlantyckiego - pon ie
waż rozwijały się najkrócej i nie są glebami poligenicznym i. Badanie szcząt
ków roślinnych (analiza pyłkow a, dendrochron olog ia, b ad an ia m akrosz- czątków, b ad a n ia okrzem ek) zachow anych w osadach w odnych i lądo
wych prow adzi do o d tw o rzen ia daw nej roślinności, a pośrednio pozw ala odtw orzyć klim at. B adania archeologiczne m ają pow ażne znaczenie w u sta
leniu chronologii osadów holoceńskich, ale pom agają także ocenić wpływ człow ieka na p rz ek ształcen ia krajobrazu.
B adanie zm ienności czasowej zjaw isk i procesów fizycznogeograficz- nych o p arte jest przede w szystkim na szerokim zastosow aniu w Polsce m eto d analiz izotopow ych, głów nie do określania wieku osadów (m eto
dy: radiow ęglow a, term olum inescen cji, uranow o-torow a i inne). D o d a to w ania w spółczesnych osadów jeziornych w ykorzystyw ana jest ostatnio z pow odzeniem m e to d a izo to p u ołow iu 2 1 0 Pb, której zasięg datow ania w ynosi ok. 150 lat, a w b ad a n ia ch tem p a w spółczesnych procesów geo
m orfologicznych i oceny czasu pow staw ania najm łodszych osadów (pro
d u k tó w w spółczesnej erozji gleb i ich sedym entacji) zastosow ano m etodę izo to p u 137 Cs, której zasięg obejm uje o statn ie kilka dziesięcioleci.
Skład izotopo w y tle n u we frakcji węglanowej osadów um ożliw ia re
k onstrukcję w aru n k ó w term icz n y ch panujących w trakcie pow staw ania osadów, a tak że k o ncentrację radiow ęgla l4C w atm osferze (G oslar 1 996).
M eto d a d en d ro ch ro n o lo g iczn a o p a rta jest na przyrostach rocznych (słojach) drzew, k tó ry ch grubość zależna jest od w arunków siedliskowych i k lim atycznych i zm ien ia się z roku n a rok pod w pływ em aperiodycz- nych zm ian w aru n k ó w pogodow ych. Poszczególne sekwencje przyrostów rocznych drew na w spółczesnego oraz pochodzącego z coraz starszych okresów stanow i podstaw ę budow y w zorca dendrochronologicznego słu żącego do u stalan ia w ieku drew na. M eto d a ta stosow ana od niedaw na w Polsce zn alazła szerokie zastosow anie głów nie w geologii czw artorzę
du, m. in. do d ato w a n ia osadów aluw ialnych rzek w południow ej Polsce, w k tó ry ch pow szechnie w ystępują subfosylne pnie czarnych dębów (Ka
licki, K rąpiec 1 9 9 4 ). P osłużyły one do sk o n stru o w an ia najdłuższej w Pol
sce, liczącej p o n ad 2 0 0 0 lat, skali dendrochronologicznej (Krąpiec 1 992).
Pom im o zg rom adzon ego dużego m a te ria łu analitycznego brak jeszcze zastosow ań m eto d y dendrochrono logicznej w b adaniach zm ian klim atu obejm ujących o sta tn ie kilka tysięcy lat. D otychczasow e próby zastosow a
nia tej m etody polegały na korelacji zmienności przyrostu słojów drzew z prze
biegiem tem p eratu r i opadów za okres ostatnich 20 0 lat (Bednarz 1987).
W b adaniach dotyczących historii sukcesji roślinności w ykorzystuje się pow szechnie m etodę analizy pyłkow ej. Pom im o jej znacznego p o stę
pu m etodologicznego w o sta tn im czasie (stw orzenie kom p uterow ej bazy palinologicznej - POLPAL, m ap zasięgów i sukcesji g atun kó w drzew w Pol
sce, opracow anie wzorcowych profilów palinolo gicznych, d o k ład n e roz- poziom ow anie holocenu, ocena zm ian k lim a tu oraz czasu i in ten sy w n o ści ingerencji człow ieka), nadal nie d y sp o n u jem y przeglądow ym i m apam i paleoekologicznym i Polski.
W badaniach palinologicznych więcej uwagi pow in n o się zw racać na duże zróżnicow anie geograficzne g atu n k ó w roślinn ych i ich zm ienność lokalną naw iązującą do zróżnicow anej rzeźb y teren u , gleb i w aru nk ów klim atycznych. W analizie palinologicznej należy uw zględnić b ad a n ia nad w spółczesnym opadem pyłku drzew w zależności od w aru nk ów pogodo- w o-klim atycznych w różnych strefach k lim atycznych i n ad długością jego transportu .
H olocen trak to w an y jest jako ocieplenie o ran d ze interg lacjału z za
znaczającym i się w yraźnie fazam i w zględnie cieplejszym i i suchszym i (trw ającym i 1 0 0 0 -1 5 0 0 lat) poprzed zielan y m i fazam i w ilgotniejszym i i chłodniejszym i rzędu 5 0 0 lat (S tarkel 199 lb ). Podział straty graficzny holocenu na obszarze Polski jest jeszcze nadal d y sk u to w an y (Ralska-Ja- siewiczowa 1991), co niew ątpliw ie w ynika z tru d n o śc i w ydzielenia jed nolitych faz różniących się m iędzy sobą, a p o n a d to z zaznaczającą się tendencją zm ian klim atycznych. Pow szechnie przyjm ow anym i oznakam i ociepleń w holocenie są: całkow ity zan ik lodow ców górskich na obszarze Tatr, formowanie nacieków węglanowych, osłabienie działalności rzek i roz
wój akumulacji m ad i torfów na erozyjno-denudacyjnej pow ierzchni. O z n a
kami okresów w ilgotnych są: częstsze pow odzie, przerw anie akum ulacji torfów w starorzeczach i ich przykrycie w arstw ą piaszczystą, w zrost siły transportującej rzeki i uruch o m ien ie znacznej ilości ru m ow iska dennego i zawiesiny, akumulacja m ateriału gruboziarnistego w korycie rzecznym, p o d niesienie poziom u jezior, rozwój osuwisk pod wpływem w zrostu opadów, wzrost akumulacji w wąwozach w wyniku procesów erozyjno-denudacyjnych w obszarach lessowych, rozwój lodowców w „Małej Epoce Lodow ej”.
H olocen jest okresem akum ulacji osadów organ iczn ych w jeziorach oraz aluwiów w dnach dolinnych i jedynie n iezn aczn y ch p rzem ian wyżej położonych ich części. Tak więc zapisu zm ian k lim a tu należy szukać głów nie w osadach jeziornych i dolinnych. Jednakże w szystkie zm iany są w y
raźniejsze w górach i dolinach rzecznych, m ających tam swoje źródła, niż na niżu, gdzie ekosystem y o kazują się bardziej stabilne.
Czas w procedurze badaw czej stanow i w ażny czynnik. Problem skal czasow ych jest isto tn y przy form ow aniu problem u badawczego, w stęp
nych h ip o tez, przy doborze o d p o w iednich m eto d badaw czych, po m iaro
wych, a n a stęp n ie przy o p racow aniu danych i budow ie teorii (G oździk 1986). C zas i skale czasow e są w ażne przy klasyfikacji faktów i zjawisk geom orfologicznych oraz przy śledzeniu n a tu ry ich pow iązań p rzyczyno
wych. Pow tórzyć m o żn a za S tarklem (1 9 8 6 ), że w krótkich skalach, w la
tach n o rm aln y ch przew ażają procesy sekularne (m ałe n atężenie, ale długi czas trw ania), w latach ekstrem alnych - procesy epizodyczne o dużym natę
żeniu, małej częstotliwości, ale w istotny sposób przekształcające formy W dłuższej skali, np. całego holocenu, istotną rolę odgrywają fazy o dużej częstotliwości zjawisk ekstrem alnych, zaburzające równowagę procesów sto
kowych i korytow ych, n atom iast w skali czw artorzędu obserwować m ożna głównie zm iany zespołu procesów pom iędzy piętram i zim nym i a ciepłymi.
D zięki osadom organogenicznym , o znaczon ym m eto d ą l4C, pojawiły się now e m ożliw ości określania przebiegu w czasie głów nych zdarzeń geo
m orfologicznych w holocenie.
Z b ad an iem zjaw isk i procesów w czasie w iążą się pojęcia ry tm iczn o ści i zjaw isk k atastro faln y ch . Jednym z celów b ad ań jest ustalenie p ow ta
rzalności zjaw isk, procesów i zdarzeń. R ytm om zjaw isk pośw ięcono wiele uwagi w b ad a n ia ch geom orfologicznych (okresy zim ne i ciepłe, oscylacje lodowców, okresy suche i w ilgotne).
N ajlepszym p rzy k ład em ry tm icznej zm ienności czasowej są rocznie lam inow ane osady jeziorne, które tw orzą w arw y - parę lub zespół kilku lam in o d ło żo n y ch w ciągu jednego roku. Szczegółowo zbad an ą w o sta t
nim dziesięcioleciu w Polsce sekw encją lam inow anych osadów jeziornych jest o d k ry ta w 1985 roku przez W ięckow skiego (1 991) blisko 16-m etro- wa sekw encja rocznie lam inow anych osadów jeziora Gościąż, k tó ra obej
m uje około 12 5 0 0 w arw p ochod zący ch z przeło m u późnego vistulianu i holocenu i jest jedną z n ajd łu ższy ch tego ty p u chronologii warwowych na świecie (G oslar 1993). D o p o b iera n ia stropow ych partii osadów je
ziornych zastosow ano m etodę zam rażania. N a podstaw ie chronologii war- wowej i skorelow anych rdzeni u d ało się ustalić długość trw ania m łodsze
go d ry asu na 1 100 lat. L am inow ane osady jeziorne um ożliw iają jed no czesne o dtw orzen ie zm ian w ielu elem entów środow iska z du żą rozdziel
czością czasow ą na dobrze określonej skali czasu (G oslar 1996). W y b it
nym osiągnięciem b a d a ń Jeziora G ościąż prow adzonych tą m eto d ą stało się u d o k u m en to w an ie raptow nej zm ian y k lim atu na p o czątku m łodszego dryasu: o ch ło d ze n ie o ok. 6°C n astąp iło w ciągu 150 lat. Jest to p ouczają
cy dow ód p ra w d o p o d o b n eg o te m p a zm ian klim atu , które także mogą zdarzyć się w przyszłości. B adania tego ty p u pow inny być konty nu ow ane
i spraw dzane na in nych obiektach. M ają one, p o d o b n ie jak i d e n d ro c h ro nologia, podstaw ow e znaczenie w re k o n stru k cjach paleok lim atyczny ch i m odelow aniu zm ian k lim atu dotychczas słabo rozw ijanych w Polsce.
Rytmiczność w przebiegu procesów m oże w ynikać z przyczyn w ew nętrz
nych, tkwiących w system ach geom orfologicznych i zew nętrznych, znajdują
cych się w środowisku otaczającym te systemy. Z daniem G oździka (1986) trudno znaleźć przykłady ewolucji procesów geom orfologicznych, w których zaznaczałaby się okresowa regularność właściwa wielu zjawiskom astro no micznym. W długich skalach czasowych rytm iczność jest częściej zauw ażal
na, a w okresach krótszych sporadycznie - zależy to jednak także od sposo
bu zdefiniowania pojęcia rytm u. Z byt „liberalne” podejście prowadzić może do uznaw ania za „rytm iczne” wszelkich zm ian pow tarzających się w czasie.
W ydaje się, że zjaw iska k atastro faln e, choć m ają m ałą szansę p o w tó rzenia się i są sk utkiem rów noczesnego w y stąp ien ia okoliczności w y jąt
kowych, w zasadzie nie dających się przew idzieć, o dgryw ają w ażn ą rolę w rozwoju den dolinnych w holocenie. P row adzą one do zm ian d łu g o trw ałych, któ ry ch ślady zanikają w olno, jak np. skutki pow odzi (Tricart 1965; Starkel 1977, 1983). Są to epizo d y czn e zjaw iska o dużej zdolności m orfo tw órczej, dlatego m ogą zam azyw ać ob raz ogólnych zm ian k lim a
tycznych. Z analizy częstotliw ości w ielkich w ezbrań, jak też przebiegu sedym entacji holoceńskiej, nasuw a się w niosek, że z d a rze n ia k atastro fal
ne mogą posiadać różną częstotliw ość, ale odgryw ają is to tn ą rolę w p rze
budow ie system ów stokow ych i koryto w ych (S tarkel 1983). W yn ik a z te go, że naw et długie okresy o w zględnej stabilizacji m ogły się nie zachow y
wać w osadach, n a to m ia st w ystępow ać m ogą u tw o ry aku m u lo w an e p o d czas krótkich zdarzeń k atastrofalnych.
B ardzo cennym e lem e n te m re k o n stru k c ji e p iz o d y c z n y c h zjaw isk, a zwłaszcza ich interp retacji w o d n iesien iu do k lim a tu w przeszłości, jest w eryfikacja postępow ania badaw czego, w ykorzystująca obserw acje w spó ł
czesnych procesów. Prezentację tego rodzaju b a d a ń stanow i zestaw ienie w ystępow ania osuw isk i pow odzi w K arp atach oraz w ysokości opadów rocznych i w ieloletnich od 1900 roku (S tarkel 1996). Z astosow ano tu explicite zasadę aktualizm u.
O suw iska i pow odzie w spółw y stępu ją oczyw iście z w ysokim i o p a d a mi. Siedząc jednak „pik i” opadow e zauw ażam y, że tylko w 5 spośród 13 przypadków opadów letnich osiągających próg ok. 60 0 m m - w ystąpiły pow odzie, a 11 spośród 17 w ysokich sum rocznych o d p o w iad ały „epizo
d y ” osuwiskowe. M o żn a zap y tać więc, czy ślady pow odzi i osuw isk są w ystarczającą p o dstaw ą do re k o n stru k cji szeregu czasow ego w ysokich opadów w przeszłości? Z b y t wiele - zdaje się - lat o bfitu jący ch w opady nie pozostaw ia śladów w osadach dolin n y ch i stokow ych.
Z m ienia się podejście do b adań n ad holocenem na przestrzeni wieku.
Pierwszy etap badań procesów geom orfologicznych w odniesieniu do schył
ku v istu lian u i h o lo cen u ch a rak tery zo w a ł się podejściem jakościowym (opisow o-w yjaśniającym ) i szukaniem praw idłow ości o charakterze de
term in isty czn y m . W o sta tn ic h latach coraz częściej pojaw iają się próby podejścia ilościowego do procesów fluw ialnych i stokow ych, gdzie zależ
ności zachodzące pom ięd zy osadam i i form am i są w yrażane funkcyjnie.
Podejm ow ane są m. in. próby ilościowej, statystycznej oceny wielkości przepływ ów w przeszłości (R otnicki 1991). D ane ilościowe dotyczące wielkości przepływ u w yliczane są dla subfosylnych paleom eandrów , a ich w iek o zn aczan y jest m e to d ą radiow ęglow ą (R otnicki, M łynarczyk 1989).
Próbuje się w ykorzystyw ać dan e p aleo b o ta n ic zn e do oceny tem peratury, opadów , w sp ó łczy n n ik a i w skaźnika odpływ u i parow ania oraz rocznego przepływ u rzecznego dla określonych zlew ni (R otnicki 1996).
P rzyk ładem ilościow ych ocen p aleoodpływ u są p om iary p aleom ean
drów W isły i W isłoki (S tarkel i in. 1996). Szerokość ko ry ta i prom ień m eandrów stano w ią zm ien n e, służące do obliczania średniego i m aksy
m alnego przepływ u przy pom ocy form uł em pirycznych. N a podstaw ie tych ocen określono m. in. zm ian y przepływ ów W isły w okresie od schył
ku plejstocenu; skrajne oceny średnich przepływ ów pozostają w relacji 1:10. Św iadczy to niew ątpliw ie o bardzo dużym (m oże zaw yżonym ) za
kresie zm ian zachodzących w reżim ie rzeki w ciągu całego holocenu. T rud
no jednak ocenić sto p ień d o k ładn ości tych wyliczeń. Form uły em pirycz
ne p o zo stają nadal dyskusyjne. K ryty czne uwagi na ten te m a t sform uło
wał Soja (1 9 9 6 ), k tó ry w yraził m. in. interesującą opinię o kształtow aniu się zapisu zd arzeń k lim atycznych w form ach i osadach. Istnieje m ianow i
cie, czasem zaniedbyw ana, zależność m iędzy zapisam i w cześniejszym i a późniejszym i. W cześniejsze zapisy m ogą być zatarte lub zm odyfikowam - ne przez n astęp u jące później zd arzenia, ale też i te późniejsze ujawniają się na tle stan u pierw otnego. Formuły, o któ ry ch m owa wyżej, nie uwzględ
niają, zdaje się, tej bezw ładności zdarzeń i ich zapisów. W ydaje się, że ocena daw nych przepływ ów przy użyciu w zorów m atem aty czny ch daje pew ne orien tacy jn e w yniki, choć problem y zw iązane z tą m eto d ą w ym a
gają dalszych b adań.
Antropopresja
C zęsto uzn aje się, że dw a zespoły czynników określają ewolucję śro
dow iska geograficznego w holocenie: w starszej części dom inow ał zespół zw iązany b ez p o śred n io lub pośrednio ze zm ianam i w arunków klim atycz
nych (opady, odpływ , gleby, szata roślinna); w m łodszej części holocenu - d ziałalność człow ieka.
Interw encje człow ieka w środow isko w czasach h isto ry czn y c h prze
w yższają w ielokrotnie sk u tk i d ziała ln o śc i cz y n n ik ó w przy ro d n iczy ch . D latego, pom im o iż w m iarę przesuw ania się w k ie ru n k u czasów coraz bliższych, m am y do dyspozycji więcej w iarygodny ch dokum entów , m e
to d i m ateriałów , dzięki k tó ry m m o żn a precyzyjniej odtw orzyć c h a ra k te rystyki klim atu i jego fluktuacje, to n iestety działaln o ść człow ieka sp o w odow ała ta k duże zm iany w środow isku, że nie m o żn a jed n ozn aczn ie wskazać ich przyczyny.
W okresie subborealnym i su b atlan ty ck im w ystępuje zm ian a sedy
m entacji rzecznej spow odow ana działaln o ścią człow ieka: w zrost średnicy ziarn w m adach, w zrost gw ałtow ności pow odzi. A n tro p o p resja m ogła za
m azać obraz zm ian w przyrodzie, tw orzyły się np. „m ady ro ln icze” sp o w odow ane w zm ożonym u żytkow aniem ziem i przez człow ieka.
W yróżniającą cechą „ a n tro p o h o lo c e n u ” jest w łaśnie te n asp e k t zm ie
niającej się geosfery (krajobrazu), k tó ry określany jest jako uży tk ow anie ziemi. Poprzez liczne im plikacje p rzyrodnicze zw iązane z zago spod aro w aniem teren u - w skaźniki uży tk o w an ia ziem i są tak że z m ien n ą fizycz- nogeograficzną. Jedną z m eto d służących określeniu p rz em ian u ży tk o w a
nia ziemi jest analiza m ateriałó w kartograficznych. P rześledzenie zm ian zachodzących n a o kreślonym obszarze przy za sto so w an iu tej m eto d y możliwe jest właściwie tylko dla XIX i XX stulecia (analogia z okresem obserwacji in stru m en taln y ch ). Istniejące źró d ła k artog raficzn e z w cze
śniejszych okresów cechuje d u ża n ied o k ład n o ść, w yn ikająca z b rak u m a
tem atycznych p odstaw kon stru k cji m ap.
M apy z XIX i XX w ieku m ogą stać się podstaw ą do obliczeń pow ierzch
ni zajm ow anych przez poszczególne form y u ży tk o w a n ia ziem i.
D la obszaru Polski Środkowej pierw szą m apą, której k o n stru k cja p o przedzona była w ykonaniem pom iaró w triangulacyjnych o p arty c h n a jed nolitych dla całego kraju po d staw ach m atem aty cz n y ch o raz opracow a
niem zdjęcia topograficznego w oparciu o w cześniej p o m ierzo n e p u n k ty g eo d e zy jn e, b y ła T o p o g ra fic z n a k a r ta K ró le stw a P o lsk ieg o w skali 1:126 0 0 0 z 1843 roku. M ap a ta doczek ała się kilku w ydań, k tó re różnią się m iędzy sobą, m .in. w ielkością błęd ó w po ło żen ia.
Średnie błędy, które o trzy m a n o przy p ro w ad zen iu prac k arto m etry cz- nych dla rozm iarów liniow ych, w ah ały się p o m ięd zy 3 i 8 %, a dotyczące pow ierzchni - pom iędzy 6 i 17 % (P ietkiew icz 1995). Z estaw ienie śred nich błędów po ło żen ia p u n k tó w n a w yb ran y ch m apach , które często słu żą do analizy zm ian użytk o w an ia ziem i p rz ed staw io n o w tab eli 1.
Z powyższego zestaw ienia w ynika, że dopiero m ap y poch od zące z p o czątku XX w ieku m ogą być p o d staw ą dla prac k arto m e try c z n y c h , gdyż cechuje je niewielki b łąd p o ło żen ia określonych punktów . W ty m świetle
Tab. 1. Z estaw ienie średnich błęd ó w p o ło żen ia p u n k tó w na w ybranych m apach
Lp. N azw a m apy, skala, rok w ydania
Średni błąd położenia punktu n a m apie
(w m m )
w terenie (w km) 1. Spezial K artę von Siid-Preussen
1:115 200, 1 8 0 2 -1 8 0 3 r. 9 ,0 -2 8 ,0 1,4-4,2 2. T opograficzna K arta K rólestw a
Polskiego
1:126 0 0 0 , 1839 r. (1843 r.) 5,9 0,75
3. K arta daw nej Polski z przyległym i okolicam i.
1:300 000, 1859 r. 5,0 1,5
4. K artę des W e stlich e n R usslands
1:100 000, 1 9 1 4 -1 9 1 6 r. 2,0 0,2
5. M ap a tak ty cz n a W IG
1:100 0 00, 1 9 3 7 -1 9 3 9 r. do 1,5 0 ,0 2 5 -0 ,1 5
Ź ródło: G. B o n ato w sk i 1995
niepokojący jest fakt, że au to rz y posługujący się w swoich opracow aniach analizą archiw alnych m ateria łó w źródłow ych rzadko poruszają zagadnie
nie do k ład n o ści m apy i w ystępujących błędów.
Przy an alizo w an iu daw nych m ateriałó w kartograficznych dokonuje się często p rz en o sze n ia ich treści n a w spółczesne m apy topograficzne.
Najczęściej dzieje się ta k w p rz y p ad k u p rzenoszenia granic kom pleksów leśnych z m ap końca XVIII i p o cz ątk u XIX w. Przy zastosow aniu takiej m eto d y pow staje kolejny b łąd , k tó ry pow oduje zafałszow anie otrzy m a
nych wyników. M ap y te w yk o n an e są przecież w różnych odw zorow a
niach i u k ład ac h w spółrzędnych!
niach i u k ład ac h w spółrzędnych!