2.2. BUDOWA GEOLOGICZNA I GENEZA ZAGB%BIENIA BEZODPBYWOWEGO
W REZERWACIE RETNO NA TLE NAJBLISZEGO OTOCZENIA
Mirosųaw T. Karasiewicz1, Wųodzimierz JuƑkiewicz2
1 Zakųad Geomorfologii i Paleogeografii Czwartorzħdu, WNoZi, UMK, Toruŷ 2 Pracownia Sedymentologii i Paleoekologii, WNoZi, UMK, Toruŷ
Zarys treƑci: Na podstawie danych literaturowych scharakteryzowano rozwój rzeǍby najbliǏszego
otoczenia badanego zagųħbienia. Obiekt ten powstaų w póǍnym vistulianie i ma genezħ wytopiskowČ. Na podstawie uzyskanych wyników w obrħbie jego zboczy wyróǏniono dwie zasadnicze serie osadów: podųoǏa oraz osadów stokowych pochodzČcych z ruchów masowych. W dnie zagųħbienia wydzielono natomiast serie: podųoǏa, jeziornČ, przejƑciowČ (jeziorno-torfowiskowČ), torfowiskowČ i stokowČ. Ponad- to wyróǏniono 11 etapów rozwoju zagųħbienia (ER). Na podstawie datowaŷ radiowħglowych i analiz paleobotanicznych okreƑlono poczČtek nasilenia ruchów masowych w obrħbie zagųħbienia oraz zmiany, które zachodziųy w jego dnie.
Wstħp
Problem zagųħbieŷ bezodpųywowych w lite- raturze jest juǏ dyskutowany od dawna, a pierwsze wzmianki o nich pochodzČ jesz- cze z XIX wieku za sprawČ niemieckiego geologa Keilhacka (1891, za: Major 2009). Ostatnio podsumowanie teoretycznych rozwaǏaŷ na temat zagųħbieŷ bezodpųy- wowych przedstawių Major (2009).
Celem badaŷ byųo poznanie budowy geologicznej i geomorfologii obniǏenia oraz okreƑlenie jego morfogenezy. Na podstawie uzyskanych wyników wyróǏniono 11 etapów rozwoju badanego zagųħbienia. W czasie prac terenowych skupiono siħ gųównie na szczegóųowym kartowaniu w obrħbie wcze- Ƒniej wyznaczonej zlewni topograficznej. Obszar badaŷ
Badane zagųħbienie znajduje siħ w sČsiedz- twie jeziora Retno. Ta czħƑđ pojezierza cechuje siħ niezwykle duǏymi, jak na ob- szar NiǏu Polskiego, deniwelacjami. Strome zbocza rynny osiČgajČ wysokoƑci wzglħdne do 40 m. Torfowisko rozwinħųo siħ w dnie gųħbokiej niecki znajdujČcej siħ po zachod- niej stronie jeziora Retno. Z kaǏdej strony otoczone jest waųem wysokich wzniesieŷ i stromych zboczy. Tak duǏe ich nachylenia sprzyjajČ procesom stokowym, dlatego teǏ w brzeǏnej strefie na torfach zalegajČ osady
deluwialne. W dnie zbiornika wystħpujČ takǏe liczne mniejsze formy.
Pod wzglħdem systemu krČǏenia wód zagųħbienia bezodpųywowe moǏemy podzieliđ na dwa zasadnicze typy (Drwal 1975). Pierwszy z nich to zagųħbienia chųonne, w których dopųyw opadu atmosfe- rycznego jest bilansowany przez wsiČka- nie. Problem bezodpųywowoƑci w tym typie polega tylko na braku odpųywu powierzch- niowego. Z kolei drugi typ reprezentujČ zagųħbienia ewapotranspiracyjne. W nich
42 Mirosáaw T. Karasiewicz, Wáodzimierz JuĞkiewicz bilans opadów równowaǏony jest gųównie
przez parowanie. W tym przypadku mamy do czynienia z bezodpųywowoƑciČ caųko- witČ. MoǏna przyjČđ, Ǐe w obszarze mųo- doglacjalnym zagųħbienia stanowiČ bardzo czħsty element krajobrazu, a oba typy rozkųadajČ siħ mniej wiħcej równomiernie
z lekkČ przewagČ chųonnych nad ewapo- transpiracyjnymi. AnalizujČc badane zagųħ- bienie, wydaje siħ, Ǐe mamy do czynienia z tym ostatnim typem. Sugerowađ to mo- Ǐe kwaƑny odczyn osadów spowodowany zapewne ograniczonym wpųywem wód gruntowych.
Metody badaŷ
Badania geologiczne i geomorfologiczne polegaųy na pracach terenowych obejmujČ- cych sondy rħczne i wkopy. Etap prac tere- nowych poprzedzono analizami materiaųów archiwalnych. W zlewni bezpoƑredniej wy- konano kilkadziesiČt sond rħcznych do gųħ- bokoƑci 2–3 m i kilkunastu wkopów (ryc. 1). W obrħbie dna, w którym stwierdzono wystħpowanie osadów biogenicznych, wy- konano równieǏ badania sondČ puszkowČ typu Instorf siħgajČce do dna mineralnego. W czasie badaŷ terenowych z wykonanych wkopów pobrano próbki do badaŷ labo-
ratoryjnych. Wykonano dla nich analizħ uziarnienia metodČ sitowČ (Mycielska- -Dowgiaųųo 1995), którČ poųČczono ze szcze- góųowČ analizČ laserowČ (analizator uziar- nienia Analysette 22 firmy Fritsch). Obli- czono podstawowe wskaǍniki uziarnienia wedųug Folka i Warda (1957), takie jak: ƑredniČ Ƒrednicħ ziarna Mz, odchylenie standardowe ̍1, skoƑnoƑđ Sk1 i kurtozħ Kg. Ponadto oznaczono zawartoƑđ materii or- ganicznej metodČ strat praǏenia w tem- peraturze 550°C oraz dokonano pomiaru odczynu osadów (pH w H2O i 1M KCl).
Ryc. 1. Badania terenowe w obrħbie zlewni bezpoƑredniej badanego zagųħbienia
1 – odųóg, 2 – las, 3 – pole orne, 4 – woda, 5 – granica zlewni bezpoƑredniej, 6 – sondy, 7 – wkopy, 8 – miejsce poboru rdzenia o nienaruszonej strukturze sondČ Wiħckowskiego, 9 – wkopy szczegóųowo
Geomorfologia najbliǏszego otoczenia badanego zagųħbienia w Ƒwietle literatury Pojezierze Brodnickie poųoǏone jest na
obszarze tzw. niecki brzeǏnej, czyli dųugiego zagųħbienia o osi ukierunkowanej z NW na SE, wypeųnionego osadami kredy. Po- wierzchniħ podczwartorzħdowČ tworzČ gųównie mioceŷskie piaski kwarcytowe, czħsto przewarstwione muųkami, iųami i wħglem brunatnym, a takǏe zachowane jedynie w postaci pųatów iųy plioceŷskie. RzeǍba podczwartorzħdowa cechuje siħ duǏym urozmaiceniem i znacznymi deniwe- lacjami, czego wynikiem jest róǏna miČǏ- szoƑđ osadów plejstoceŷskich, wahajČca siħ od 20 do ponad 90 m (Iwicki, Zielski 1990; Lichwa, Weųniak 2003).
Krajobraz Pojezierza Brodnickiego w gųównej mierze ksztaųtowany byų w cza- sie zlodowacenia Wisųy: recesji lČdolodu subfazy kujawskiej oraz postoju i recesji lČdolodu subfazy krajeŷsko-wČbrzeskiej. W subfazie kujawskiej czoųo lČdolodu siħga- ųo do miejscowoƑci Górzno, a zatem caųy obszar Pojezierza Brodnickiego znajdowaų siħ pod lodem. Tworzyųy siħ wtedy rynny subglacjalne o genezie glacjofluwialnej. WytapiajČcy siħ lČdolód konserwowaų je, dziħki czemu przetrwaųy okres sypania san- drów jako zųoǏony system podųuǏnych ob- niǏeŷ, wykorzystywanych obecnie przez rzeki i jeziora. Z okresem tym wiČǏe siħ teǏ powstanie ozów i kemów oraz wzgórz martwego lodu. Drugi etap ksztaųtowania rzeǍby odbywaų siħ w trakcie tzw. subfazy krajeŷsko-wČbrzeskiej. Kolejne postoje lČ- dolodu zaznaczyųy siħ w krajobrazie wyraǍ- nymi ciČgami moren czoųowych, rozdzielo- nych strefami wysoczyznowymi z formami po stagnujČcym lodzie (Niewiarowski, Wy- sota 1986). Dowodzi to, iǏ deglacjacja tego obszaru miaųa charakter strefowy: krótkie fazy aktywnego lodu, dųuǏsze fazy stagnacji i arealnego zaniku (ryc. 2, rozdziaų 1.1).
CiČgi moren stanowiČ przedųuǏenie analogicznych pasm wzgórz, wystħpujČcych na WysoczyǍnie Cheųmiŷskiej. Poųudniowy ciČg pagórków, odpowiadajČcy morenom poųudniowowČbrzeskim, przebiega na linii Wichulec–Zbiczno–Czyste Bųota. Formy te charakteryzujČ siħ spiħtrzonČ glacjotekto- nicznie strukturČ wewnħtrznČ, co Ƒwiadczy
o oscylacji krawħdzi lodowej. Na zapleczu moren uksztaųtowaų siħ zespóų kemów (okolice miejscowoƑci Tomki), szereg drob- nych rynien oraz oczek wytopiskowych (m.in. w Gaju-Grzmiħcej).
Kolejny ciČg wzgórz morenowych o charakterze akumulacyjnym odpowiada morenom póųnocnowČbrzeskim na Wy- soczyǍnie Cheųmiŷskiej. Jego przybliǏony przebieg ksztaųtuje siħ na linii Konojady– –j. BČkorz–J. Gųowiŷskie–Wawrowice. Z tym postojem lČdolodu ƑciƑle wiČǏe siħ pow- stanie sandru zachodniobrodnickiego. Po- szczególne stoǏki sandrowe ųČczČ siħ ze sobČ w czħƑci proksymalnej, natomiast dalej na poųudnie towarzyszČ rynnom. Na zapleczu waųu morenowego, w strefie sta- gnujČcego lodu, obecne sČ takǏe ozy (m.in. nad j. Ostrowite).
Z kolei geneza sandru wschodnio- brodnickiego zwiČzana jest z ostatnim postojem lČdolodu, zaznaczajČcym siħ mo- renami czoųowymi okolic Rywaųdzika, Lipi- nek i j. KaraƑ. Gųówny wypųyw wód rozto- powych ksztaųtujČcych sandr znajdowaų siħ w miejscu dzisiejszych jezior Trupel i KaraƑ. Na zapleczu krawħdzi lČdolodu utworzyųy siħ natomiast egzaracyjne depresje koŷ- cowe jeziora KaraƑ i w okolicach Lipinek (Niewiarowski 1995).
Okres fazy pomorskiej, jak równieǏ chųodne okresy póǍnego glacjaųu naznaczo- ne byųy panowaniem warunków pery- glacjalnych, a co za tym idzie wzmoǏonČ denudacjČ. Nastħpowaųo tworzenie siħ licznych dolin denudacyjnych i rozcinanie zboczy wysoczyzny (Niewiarowski 1995). Cieplejsza czħƑđ najstarszego dryasu zaini- cjowaųa proces wytapiania siħ pųytko po- grzebanych bryų martwego lodu. Powstaųy w tym czasie jeziora starszej generacji, których Ƒladem sČ dziƑ najwyǏsze terasy jeziorne (Niewiarowski 1989 i 1999).
Szczególnie intensywne wytapianie siħ pogrzebanego lodu zachodziųo w böllin- gu i allerödzie. _wiadczy o tym m.in. war- stwa póǍnoallerödzkiego torfu bazalnego, przykryta osadami jeziornymi w jeziorze StraǏym (Niewiarowski 1987; NoryƑkiewicz 1987a i b). Masowe wytapianie siħ bryų
44 Mirosáaw T. Karasiewicz, Wáodzimierz JuĞkiewicz lodu przyczyniųo siħ do powstania licznych
jezior mųodszej generacji, z których czħƑđ funkcjonuje do chwili obecnej. Szacuje siħ, Ǐe od koŷca allerödu powierzchnia jezior zmniejszyųa siħ o okoųo poųowħ (Niewia- rowski 1995).
WspóųczeƑnie obserwowađ moǏna dalszy zanik jezior, procesy stokowe i po- wstawanie rozlegųych torfowych równin (Iwicki, Zielski 1990), które na obszarze Po- jezierza Brodnickiego sČ bardzo powszechne. Na tak uksztaųtowanČ powierzchniħ wysoczyzn morenowych nakųadajČ siħ inne obiekty geomorfologiczne mniejszych roz- miarów, takie jak kemy, ozy, wzgórza mo- renowe czy zagųħbienia wytopiskowe. Nie- wiarowski (1995) zwraca takǏe uwagħ na obfitoƑđ terenów akumulacji biogenicznej, wystħpujČcych gųównie w dnach rynien bČdǍ zagųħbieniach bezodpųywowych.
Obszar rezerwatu Retno odwzoro- wany jest na arkuszu Skarlin SMGP w skali 1 : 50 000 autorstwa Lichwy i Weųniaka (2003). Od póųnocy i póųnocnego zachodu zagųħbienie otaczajČ wzniesienia, zbudo-
wane na powierzchni z piasków i Ǐwirów wodnolodowcowych, o wysokoƑciach prze- kraczajČcych 114,5 m n.p.m. Od poųudnia, poųudniowego wschodu i poųudniowego zachodu wzniesienia zbudowane sČ z pia- sków i Ǐwirów lodowcowych zalegajČcych na glinach zwaųowych o wysokoƑciach do- chodzČcych do 116 m n.p.m. Autorzy w samym zagųħbieniu rozpoznali wystħpo- wanie piasków i glin deluwialnych oraz namuųów torfiastych na piaskach i glinach deluwialnych (ryc. 2). W pewnym oddale- niu od zagųħbienia, po stronie zachodniej wystħpuje pųat gliny zwaųowej pochodzČcy ze stadiaųu górnego zlodowacenia Wisųy (faza poznaŷska). Po stronie wschodniej w rynnie subglacjalnej jeziora Retno znaj- dujČ siħ piaski wodnolodowcowe. Ich pozy- cja na zboczach rynny sugeruje istnienie szlaku sandrowego, który funkcjonowaų w okresie konserwacji rynny subglacjalnej. Na zboczu rynny rozwinħųy siħ procesy denudacyjne, o czym ƑwiadczČ licznie wy- stħpujČce rozciħcia, czħsto z wypeųnieniem osadami stokowymi.
Ryc. 2. Litologia rezerwatu Retno i jego najbliǏszego otoczenia. Model wykonano na podstawie SMGP w skali 1 : 50 000, arkusz Skarlin (Lichwa i Weųniak 2003) oraz badaŷ wųasnych
Budowa geologiczna i geomorfologia obszaru badaŷ Na podstawie badaŷ terenowych wykona-
no przekroje geologiczne charakteryzujČce budowħ geologicznČ analizowanego zagųħ- bienia terenowego. Budowa geologiczna nie odbiega od przedstawionej przez Li- chwħ i Weųniaka (2003) – ryc. 2. Pierwszy z przekrojów wykonany zostaų z kierunku NW na SE i obejmuje caųČ dųugoƑđ zagųħ- bienia, od granicy zlewni do granicy zlewni bezpoƑredniej. Ukazuje on budowħ zboczy i dna (ryc. 4). W podųoǏu stwierdzono obecnoƑđ gliny morenowej piaszczystej, barwy brČzowej, z gųazikami. Na zboczach wystħpuje lokalnie piasek gliniasty. War- stwħ powierzchniowČ o wiħkszej rozciČgųo- Ƒci stanowiČ natomiast rdzawe, szarordza- we bČdǍ szare piaski sųabogliniaste ze Ǐwi- rami. CharakteryzujČ siħ one domieszkČ materii organicznej i miČǏszoƑciČ od 30 do 160 cm. W spČgu osadów znajduje siħ szara glina morenowa, a ponad niČ wystħpuje cienka, 1–2 cm miČǏszoƑci warstewka iųu, która ukųada siħ wspóųksztaųtnie do dna zagųħbienia i podƑciela wypeųnienie bio- geniczne. Badane zagųħbienie wypeųnione jest osadami jeziornymi, jeziorno-bagien- nymi i bagiennymi o miČǏszoƑci przekracza- jČcej 6,7 m.
W spČgu wypeųnienia biogeniczne- go wystħpujČ osady jeziorne, wƑród któ- rych moǏna wydzieliđ warstwy zbudowane gųównie z gytii mineralnej, organicznej oraz domieszek ilastych, muųkowych i piaszczy- stych. ZróǏnicowanie osadów odzwiercie- dla zawartoƑđ materii mineralnej w zakre- sie od 10 do nawet 99%. MiČǏszoƑđ tych osadów jest zmienna (wyraǍnie wiħksza w czħƑci poųudniowej niǏ póųnocnej) i mak- symalnie wynosi okoųo 160 cm w centralnej czħƑci zagųħbienia. PowyǏej wystħpuje osad przejƑciowy, jeziorno-bagienny. Jest to gytia grubodetrytusowa o intensywnie czarnej barwie (zawartoƑđ materii orga- nicznej przekracza 92%). W materiale tym stwierdzono obecnoƑđ detrytusu drzewne- go. MiČǏszoƑđ tego osadu nie przekracza 91 cm. Ostatni element sekwencji osadów
stanowiČ torfy torfowisk przejƑciowych i wysokich o zawartoƑci materii organicznej zazwyczaj powyǏej 95%. Na caųym torfowi- sku w obrħbie torfów stwierdzono wy- stħpowanie warstwy jasnoszarych iųów o miČǏszoƑci 2 cm (ryc. 3). GųħbokoƑđ ich zalegania jest zmienna. W brzeǏnych par- tiach torfowiska pojawia siħ pųytko pod powierzchniČ (30–40 cm), a w czħƑci cen- tralnej nawet poniǏej 1,5 m od powierzch- ni. CechČ charakterystycznČ tego osadu jest wysoka zawartoƑđ materii mineralnej (92%). Torfy torfowiska przejƑciowego znaj- dujČce siħ powyǏej warstwy iųów charak- teryzujČ siħ natomiast doƑđ duǏČ domieszkČ materii mineralnej (maksymalnie do 15%). W czħƑci centralnej osady te majČ miČǏ- szoƑđ okoųo 1,3 m. PowierzchniowČ war- stwħ tworzy mursz (powstaųy w wyniku rozkųadu torfu) oraz torf mineralny z du- ǏČ zawartoƑciČ muųków, barwy czarnej, o miČǏszoƑci do 30–40 cm. Wzrasta wyraǍ- nie zawartoƑđ czħƑci mineralnych, nawet do 49% w stropie osadów.
Ryc. 3. Warstwa iųu rozdzielajČca osady torfowe na gųħbokoƑci 154–156 cm
Ryc. 4. Przekrój geologiczny (A) przez badane zagųħbienie wytopiskowe w rezerwacie Retno
ObjaƑnienie symboli: 1 – glina piaszczysta, 2 – glina, 3 – piaski ze Ǐwirami, 4 – piaski z materiČ organicznČ, 5 – piaski deluwialne drobnoziarniste z materiČ organicznČ, 6 – gytia mineralno-detrytusowa, 7 – torf, 8 – gytia grubodetrytusowa, 9 – ių podƑcielajČcy wypeųnienie biogeniczne, 10 – ių wewnČtrz torfów, 11 – stanowiska pomiarowe teodolitu, 12 – wkopy i sondy rħczne, 13 – rdzeŷ osadów pozyskany sondČ Wiħckowskiego
Drugi przekrój geologiczny wykona- no na linii N–SW, przecinajČc dno zagųħbie- nia (ryc. 5). Zwraca tutaj uwagħ pojawienie siħ miČǏszej serii osadów stokowych w czħƑciach brzeǏnych dna zagųħbienia (na osadach biogenicznych) i w dolnych par- tiach zboczy. Na podstawie sondowania rħcznego stwierdzono, Ǐe ich miČǏszoƑđ
osiČga w niektórych przypadkach nawet 1 m. Zjawisko ruchów masowych w kra- jobrazie mųodoglacjalnym przy podob- nych nachyleniach zboczy i budowie geolo- gicznej byųo juǏ opisywane wielokrotnie (np. Sinkiewicz 1998; Smolska 2001 i 2003). Analizħ wųaƑciwoƑci osadów stokowych przeprowadzono w dalszej czħƑci rozdziaųu.
Ryc. 5. Przekrój N–SW przez dno badanego zagųħbienia w rezerwacie Retno (B)
ObjaƑnienia jak do ryc. 4
Budowa geologiczna zagųħbienia zo- staųa najdokųadniej poznana na podstawie analizy pozyskanego rdzenia o nienaruszo- nej strukturze osadów za pomocČ sondy Wiħckowskiego. Miejsce pobrania rdzenia zaznaczono na ryc. 1, 4 i 5 wielkČ literČ „R”, która oznacza skrót nazwy „Retno”. Na powierzchni torfowiska wųaƑciwie nie zale- ga woda, pojawia siħ jedynie po opadach i roztopach. Wilgotniejsze miejsca znaj- dujČ siħ w czħƑci poųudniowej i poųudnio- wo-wschodniej. RosnČ tu liczne drzewa i roƑliny zielne. Pobrany rdzeŷ osadów ce-
chuje siħ maųČ, jak na torfowisko, wilgot- noƑciČ. Na powierzchni znajduje siħ okoųo 10-centymetrowa warstwa murszu wzbo- gaconego w materiaų mineralny, co Ƒwiad- czy o tym, iǏ torfowisko aktualnie jest zna- cznie zdegradowane.
W profilu Retno (R) wystħpujČ osady o zróǏnicowanej litologii i wųaƑciwoƑciach. MiČǏszoƑđ caųego rdzenia wynosi 6,72 m. Litologia osadów przedstawia siħ nastħpu- jČco (symbol H oznacza stopieŷ rozkųadu wedųug skali von Posta, a P – zawartoƑđ materii mineralnej w %):
0,00 – 0,10 m mursz ciemnoszary, P – 15–40%,
0,10 – 0,40 m torf czarny, mineralny (muųkowy), struktura wųóknista, H2; P – 8–18%, 0,40 – 1,10 m torf brČzowy, struktura wųóknista, H3; P – 2–5%,
1,10 – 1,54 m torf brČzowy, struktura wųóknista, H4; P – 4–11%, 1,54 – 1,56 m ių jasnoszary, jednorodny, P – 92% (ryc. 3 i 5),
48 Mirosáaw T. Karasiewicz, Wáodzimierz JuĞkiewicz
1,56 – 1,83 m torf brČzowy, struktura wųóknista, H3; P – 4–5%,
1,83 – 2,63 m torf brČzowy, z widocznymi fragmentami roƑlin, struktura gČbczasta, H3; P – 4–7%,
2,63 – 2,65 m torf czarny, struktura wųóknista, H4, P – 4%,
2,65 – 3,85 m torf szarobrČzowy z fragmentami niezhumifikowanych roƑlin i drewna, struktura wųóknista, H3, P – 4–6%,
3,85 – 4,10 m torf brČzowy, struktura wųóknista, H4; P – 2–4%,
4,10 – 5,13 m gytia grubodetrytusowa, struktura amorficzna z fragmentami niezhu- mifikowanych roƑlin, liczne gaųČzki i korzenie, P – 2–8%,
5,13 – 5,22 m gytia organiczno-detrytusowa, szara, P – 10–20%,
5,22 – 6,00 m gytia szara, drobnodetrytusowa (mineralna), sųabo wħglanowa, z licz- nymi cienkimi przewarstwieniami piaszczystymi, muųkowymi i ilastymi, P – 54–97%,
6,00 – 6,25 m gytia organiczna, szara, P – 10–20%,
6,25 – 6,71 m piasek z przewarstwieniami gytii mineralnej, P – 91–99%; pomiħdzy 6,45 a 6,60 m cienkie przewarstwienia iųu,
6,71 – 6,72 m piasek szary, Ƒrednioziarnisty, zawodniony. Schemat sekwencji osadów analizo-
wanego rdzenia, uzupeųniony wynikami da- towaŷ radiowħglowych z wybranych gųħbo- koƑci, przedstawiono na ryc. 6. Oprócz dat
bezwzglħdnych umieszczono takǏe daty ka- librowane w programie OxCal 4.05 z praw- dopodobieŷstwem 95%.
Ryc. 6. Rdzeŷ osadów Retno „R” (uproszczony), z wynikami datowania osadów wraz z kalibracjČ (OxCal 4.05)
1− piasek, 2 − ių, 3 − przewarstwienia piaszczyste i muųkowate, 4 − gytia mineralna, 5 − gytia organiczna, 6 − gytia grubodetrytusowa, 7 − torf torfowiska przejƑciowego i wysokiego, 8 − torf mineralny (muųkowy),
Osady z rdzenia zostaųy poddane szczegóųowym analizom laboratoryjnym, których wyniki sČ zawarte w kolejnych rozdziaųach. Uzyskane rezultaty datowaŷ radiowħglowych pozwalajČ stwierdziđ, Ǐe mamy tu do czynienia z osadami po- chodzČcymi z póǍnego glacjaųu. Próbka pobrana ze spČgowej czħƑci rdzenia, z gųħbokoƑci 6,22 m zostaųa wydatowana na 12 040 ±260 lat 14C BP. Wskazuje to na powstanie tego osadu na przeųomie böllin- gu i starszego dryasu. ZauwaǏyđ naleǏy, Ǐe nie jest to próbka osadów z najgųħbszej partii rdzenia. PoniǏej znajdujČ siħ jeszcze osady jeziorne, deponowane wczeƑniej.
Z osadów rdzenia wydatowano 11 próbek (ryc. 6), które z duǏym praw- dopodobieŷstwem zgadzajČ siħ z wynika- mi analizy palinologicznej (NoryƑkiewicz, w tym tomie).
Jak wspomniano wczeƑniej, wpųyw procesów denudacyjnych na morfologiħ zagųħbienia jest szczególnie widoczny na
kontakcie dno zagųħbienia–zbocza, co prze- jawia siħ nagromadzeniem osadów stoko- wych na osadach biogenicznych. Zjawisko to obrazujČ równieǏ zamieszczone przekro- je geologiczne (ryc. 4 i 5). Efektem szcze- gólnego nasilenia procesów stokowych jest niewČtpliwie stoǏek napųywowy zlokalizo- wany w póųnocno-zachodniej czħƑci dna badanego zagųħbienia. W tym miejscu wy- konano trzy wkopy siħgajČce osadów bio- genicznych, oznaczone jako stanowiska W1, W2 i W3. Pierwszy z nich (W1) jest najgųħbszy i zarazem najbardziej oddalony od wspóųczesnego biogenicznego dna za- gųħbienia (ryc. 1). MiČǏszoƑđ osadów mine- ralnych przykrywajČcych osady biogeniczne przekracza w tym punkcie 2,2 m. W odsųo- niħtej najniǏej warstwie torfu (1) znajdu- jČ siħ pnie drzew (2) sosnowych bardzo dobrze zachowane o niewielkim stopniu rozkųadu (ryc. 7A i D, ryc. 8). Drewno zostaųo wydatowane metodČ radiowħglo- wČ AMS na 4454–4350 BC (GdA-2422).
Ryc. 7. Lokalizacja i budowa geologiczna stanowiska W1 (A – caųa Ƒciana profilu, 2,8 m; B – widok analizowanej formy i miejsce wkopu W1; C – wħgielki drzewne w osadach stokowych, D – pnie drzew
50 Mirosáaw T. Karasiewicz, Wáodzimierz JuĞkiewicz Wiek radiowħglowy to 5565 ±30 ka BP,
zatem pochodzi ze starszej czħƑci okresu atlantyckiego. Wiek osadów torfowych zostaų równieǏ potwierdzony wynikami analizy palinologicznej (NoryƑkiewicz, w tym tomie). Oprócz licznych pni drzew wystħpujČ wyraǍne fragmenty mszaków. Torf cechuje siħ Ƒrednim stopniem rozkųadu i intensywnie brČzowČ barwČ (ryc. 7D). PowyǏej znajduje siħ muųek, dwudzielny, którego miČǏszoƑđ wynosi okoųo 4 cm (3) – ryc. 8. Ta dwudzielnoƑđ przejawia siħ przede wszystkim zmiennym zabarwie- niem, co ma pewne odzwierciedlenie w zawartoƑci materii organicznej (odpowie- dnio 5,0% dla warstwy jasnej i 5,7% dla ciemniejszej). PowyǏej muųku zalega war-
stwa silnie sprasowanego ciemnobrČzo- wego torfu o miČǏszoƑci 4–5 cm (4). Torf ten jest równieǏ dwudzielny. Dolna jego czħƑđ cechuje siħ ciemniejszČ barwČ i wyǏ- szČ zawartoƑciČ materii organicznej, prze- kraczajČcČ 84%, górna zaƑ jest jaƑniej- sza (zawartoƑđ materii organicznej okoųo 44,5%). Strop torfu wydatowany zostaų na 889–800 BC (GdC-587). W tej warstwie torfu zachowane sČ równieǏ fragmenty drewna sosnowego (pnie i konary).
Dalej w kierunku stropu osadów za- legajČ warstwy muųków (6) i piasków drob- noziarnistych (5). Struktura tych osadów jest sųabo czytelna (ryc. 7). CharakteryzujČ siħ one niewielkČ zawartoƑciČ materii or- ganicznej (od 1,5 do 7,1%).
Ryc. 8. Budowa geologiczna, zawartoƑđ materii organicznej (OM), odczyn osadów oraz wskaǍniki uziarnienia stoǏka napųywowego na stanowisku W1
ObjaƑnienia: 1 – torf drzewny, ciemnobrČzowy, silnie sprasowany; 2 – drewno sosnowe, dobrze zachowane, barwa jasnobrČzowa; 3 – dwudzielna warstewka muųku (dolna – ciemniejsza, górna – jaƑniejsza); 4 – torf ciemnobrČzowy, silnie sprasowany; 5 – piasek drobny, smugowany; 6 – muųek; 7 – piasek drobnoziarnisty, jasnoszary, warstwowany (nieregularnie, smuǏyƑcie); 8 – muųek brČzowy; 9 – piasek jasnoszary, drobnoziarnisty, miejscami zaznacza siħ dwudzielnoƑđ, w spČgu liczne wħgle drze- wne; 10 – masywny muųek szarobrČzowy, 11 – piaski warstwowane; 12 – piasek ze Ǐwirem, warstwowa- ny; 13 – piasek drobnoziarnisty; 14 – piasek drobnoziarnisty, o sųabo czytelnej strukturze; 15 – muųek; 16 – piaszczyste masywne deluwia o barwie jasnobrČzowej, z korzeniami roƑlin; 17 – deluwia piaszczy- sto-Ǐwirowe o barwie brČzowej; 18 – poziom próchniczny gleb mineralnych; 19 – gųaziki
Na gųħbokoƑci 1,90–2,04 m p.p.t. wy- stħpuje poziom jasnoszarego piasku o sųa- bo czytelnym warstwowaniu (7). Nadlegųa warstwa muųków (8) charakteryzuje siħ na- tomiast barwČ brČzowČ, zawartoƑciČ mate- rii organicznej do 4% oraz kwaƑnym odczy- nem (ryc. 8). WyǏej zalega warstwa masy- wnego jasnoszarego piasku (9), w której spČgowej czħƑci znaleziono liczne wħgle drzewne (ryc. 7C). Nastħpnie na gųħbokoƑci 147–149 cm p.p.t. moǏna wyróǏniđ war- stwħ obejmujČcČ szarobrČzowy, masywny muųek (10). BezpoƑrednio pod i ponad niČ zaznaczajČ siħ skupiska gųazików, ale nie stanowiČ one ciČgųej jednostki. W stosunku
do niǏej zalegajČcych osadów w muųkach za- znacza siħ wzrost zawartoƑci materii orga- nicznej do 2,4%. Pomiħdzy gųħbokoƑciČ 112 a 108 cm zaznaczajČ siħ piaski z domieszkČ drobnych Ǐwirów (12). Osady powierzch- niowe (11, 13 do 18) stanowiČ piaski drob- no- i Ƒrednioziarniste. SČ one bardziej jed- norodne pod wzglħdem uziarnienia. W pro- filu pionowym w czħƑci stropowej wyraǍnie wzrasta udziaų materii organicznej. Wy- liczone na podstawie analizy uziarnienia wskaǍniki statystyczne jednoznacznie wska- zujČ, Ǐe sČ to sųabo wysortowane osady stokowe. Zestawienie wybranych cech tek- sturalnych przedstawiono na rycinie 9.
Ryc. 9. Charakterystyka teksturalna osadów mineralnych w stanowisku W1
A – skųad granulometryczny osadów, B – zaleǏnoƑđ pomiħdzy ƑredniČ ƑrednicČ (Mz) a skoƑnoƑciČ (Sk1),
52 Mirosáaw T. Karasiewicz, Wáodzimierz JuĞkiewicz
Kolejny wkop wykonano w odlegųoƑci okoųo 17 m od W1 w kierunku dna zagųħ- bienia (ryc. 1). W porównaniu z W1 miČǏ- szoƑđ pokrywy osadów stokowych ulegųa zmniejszeniu do zaledwie 65 cm. Pod niČ wystħpuje torf o miČǏszoƑci 7 cm. Pod tor- fem zalega 2-centymetrowa warstewka
jasnoszarego iųu, a poniǏej ponownie torf (ryc. 10). Warstwa iųu jest toǏsama z war- stwČ muųku w spČgowej czħƑci wkopu W1 (dwudzielna warstewka 3), opisanego po- wyǏej. Osad muųkowy w stronħ centrum dna zagųħbienia jest coraz drobniejszej frakcji i przechodzi w ių.
Ryc. 10. Budowa geologiczna, zawartoƑđ materii organicznej oraz parametry statystyczne uziarnienia na stanowisku W2
A – zawartoƑđ materii organicznej, B – wskaǍniki uziarnienia, C – skųad granulometryczny osadów mineralnych, D – strefa kontaktu osadów mineralnych i organicznych, E – porównanie uziarnienia
osadów stokowych z warstwČ mineralnČ znajdujČcČ siħ w obrħbie torfu
Eksploracjħ stoǏka zakoŷczono na stanowisku W3, które wykonano okoųo 10 m na SE od stanowiska W2. Osady stokowe, drobnopiaszczyste stanowiČ za- ledwie 12-centymetrowČ powierzchniowČ warstwħ, która wyklinowuje siħ w kierunku dna zagųħbienia (ryc. 11). PoniǏej znajduje siħ torf, w którym zalega warstewka iųu, odpowiadajČca tej stwierdzonej w stanowi-
sku W2 i nawiČzujČcej do muųku w sta- nowisku W1. Wystħpuje ona równieǏ w obrħbie torfowiska, o czym wspominano juǏ wczeƑniej. W tym przypadku sČ to dwie warstwy iųu, rozdzielone torfem. MoǏe to sugerowađ, Ǐe stanowisko rejestruje dwu- etapowy rozwój denudacji, przerwany podniesieniem poziomu wód i sedentacjČ torfu. Osady stropowe sČ natomiast zwiČ-
zane z rozwojem stoǏka. Kilka wkopów zo- staųo takǏe wykonanych w strefie zboczo- wej obniǏenia poza obszarem omawianego stoǏka (ryc. 1). Charakterystykħ budowy geologicznej zboczy zagųħbienia przedsta- wiono na rycinach 12 i 13. Wkop R1 zilu- strowany na rycinie 12 zlokalizowano w czħƑci bezleƑnej zagųħbienia, na kontak- cie pola ornego i nieuǏytków. Osady wy-
stħpujČce na zboczu w tym miejscu to sųa- bo wysortowane, Ƒrednio- i gruboziarniste piaski gliniaste. Ich relatywna zasobnoƑđ w materiħ organicznČ (do 4%) zwiČzana jest gųównie z procesami denudacji antropoge- nicznej gleb (_witoniak i in., w tym tomie). W spČgowej czħƑci zaznaczajČ siħ osady drobniejsze. SČ to gųównie piaski i muųki, równieǏ sųabo wysortowane.
Ryc. 11. Budowa geologiczna, zawartoƑđ materii organicznej (OM), wskaǍniki statystyczne oraz pionowa zmiennoƑđ uziarnienia na stanowisku W3
Ryc. 12. Budowa geologiczna, zawartoƑđ materii organicznej (OM), wskaǍniki statystyczne oraz pionowa zmiennoƑđ uziarnienia osadów zbocza zagųħbienia od strony póųnocno-zachodniej (R1)
54 Mirosáaw T. Karasiewicz, Wáodzimierz JuĞkiewicz Odkrywka w dolnej czħƑci zbocza w leƑnej
czħƑci rezerwatu (wkop R2, ryc. 13), wyko- nana okoųo 1,5 m ponad poziomem równi- ny torfowej w dnie zagųħbienia, ukazuje okoųo 60 cm osadów stokowych zdepono- wanych na szarych piaskach gliniastych. Udziaų materii organicznej w osadach sto- kowych jest zdecydowanie wyǏszy niǏ w osadach podųoǏa (ryc. 11). WskaǍniki sta- tystyczne uziarnienia natomiast nie wyka- zujČ wiħkszych zmian w profilu pionowym. Sytuacja tak powtarza siħ i w innych czħ-
Ƒciach badanego zagųħbienia. Gųówne jed- nostki morfologiczne w obrħbie zagųħbienia i jego najbliǏszego otoczenia zaznaczono na szkicu geomorfologicznym (ryc. 14).
Powierzchniowa budowa geologiczna byųa badana ųČcznie z rozpoznaniem gleboznaw- czym. Kolejny rozdziaų bħdzie zatem sta- nowių uzupeųnienie niniejszego, szczególnie jeǏeli chodzi o zapis procesów erozyjnych w profilach glebowych zlewni topograficz- nej zagųħbienia.
Ryc. 13. Budowa geologiczna, zawartoƑđ materii organicznej (OM), wskaǍniki statystyczne (w phi) oraz pionowa zmiennoƑđ uziarnienia osadów leƑnej czħƑci rezerwatu (R2)
Dyskusja i podsumowanie
W górnej i Ƒrodkowej czħƑci zboczy zagųħ- bienia dominujČ dwie serie osadów, mia- nowicie gliny piaszczyste okryte cienkČ warstwČ osadów stokowych w postaci pia- sków i Ǐwirów. W miarħ zbliǏania siħ do dna zagųħbienia pojawia siħ w podųoǏu glina morenowa i wiħkszej miČǏszoƑci osady stokowe na powierzchni. SČ one coraz drobniejszej frakcji (ryc. 15).
MiČǏszoƑđ tych osadów w stoǏku na- pųywowym przekracza ponad 2 m. W dnie zagųħbienia wystħpujČ cztery serie osadów. W podųoǏu jest to glina morenowa z cienkČ warstewkČ ilastČ w stropie, na których zalegajČ osady jeziorne, jeziorno-bagienne i bagienne o miČǏszoƑci ponad 6,70 m. Na
kontakcie ze zboczami osady te przykryte sČ piaskami i muųkami stokowymi.
Sekwencja iųów w podųoǏu sugeruje, Ǐe jest to osad jeziora zastoiskowego, naj- prawdopodobniej powiČzanego z wytapia- niem siħ bryųy martwego lodu w czasie recesji lČdolodu fazy poznaŷskiej (Kozarski 1995). Zatem mamy tu do czynienia z za- gųħbieniem o genezie wytopiskowej.
Na podstawie datowania pnia drew- na w torfie i analizy palinologicznej wnio- skuje siħ, Ǐe osady stoǏka napųywowego sČ mųodsze niǏ 4454–4350 lat BC. Zastanawia- jČca jest warstwa iųu (W1, W2, W3 i R) znajdujČca siħ w obrħbie torfów. Stwier- dzono jej obecnoƑđ zarówno w sondowa-
niach na torfowisku (ryc. 4 i 5), w pozyska- nym rdzeniu osadów R (ryc. 6), jak i we wkopach pod osadami stokowymi (ryc. 7– –11). Powszechne wystħpowanie tej war- stwy w obrħbie caųego basenu sedymenta- cyjnego moǏe wskazywađ na jej równowie- kowy etap depozycji, co potwierdzono równieǏ na podstawie analizy sukcesji ro- Ƒlinnej (NoryƑkiewicz w tym tomie; Kara- siewicz i in. 2011). Sklerocje grzybni gatun-
ku Cenococcum geophilum wystħpujČce w omawianej warstwie sČ wskaǍnikiem silnych procesów soliflukcyjnych, przy luǍ- nej szacie roƑlinnej (KrzeƑlak, Stachowicz- -Rybka w tym tomie; Bawrynowicz 1983). Znajdowane w osadach stoǏka napųywowe- go wħgle drzewne sugerujČ, Ǐe mogųo dojƑđ do poǏaru w obrħbie badanego zagųħbienia, co w znaczny sposób wpųynħųo na wzrost tempa denudacji.
Ryc. 14. Szkic geomorfologiczny stanowiska w Retnie (A) i jego najbliǏszego otoczenia (B)
ObjaƑnienie do ryc. A: 1 – wysoczyzna morenowa, 2 – rynny subglacjalne, 3 – zagųħbienia bezodpųywowe, 4 – osady deluwialne, 5 – obecne dno torfowiska, 6 – kopalny zasiħg torfowiska, 7 – stoǏek napųywowy, 8 – wyraǍne formy denudacyjne na stokach, 9 – granica zlewni bezpoƑredniej badanego stanowiska, 10 – wody
ObjaƑnienia do ryc. B: 1 – wysoczyzna morenowa, 2 – kemy, 3 – zagųħbienia wytopiskowe, 4 – rynny subglacjalne, 5 – formy denudacyjne na stokach, 6 – równiny biogeniczne, 7 – granica rezerwatu Retno
56 Mirosáaw T. Karasiewicz, Wáodzimierz JuĞkiewicz
Ryc. 15. Relacja miħdzy skoƑnoƑciČ a ƑredniČ ƑrednicČ powierzchniowych osadów stokowych w analizowanych stanowiskach
Torf znajdujČcy siħ bezpoƑrednio pod warstwČ iųu zostaų wydatowany na 3230 ±25 lat 14C BP (wiek kalibrowany 1536–1432 BC). Przypada to na schyųkowy okres subboreaųu, który charakteryzowany jest jako chųodny i wilgotny (Starkel 1977). Zapis pyųkowy (NoryƑkiewicz, w tym tomie) i analiza makroszczČtków roƑlinnych w osa- dzie poprzedzajČcym sedymentacjħ iųu rów- nieǏ wskazuje na wyraǍne zwilgotnienie klimatu (KrzeƑlak i Stachowicz-Rybka, w tym tomie). Mogųo dojƑđ do podtopienia tor- fowiska, czemu sprzyjaųo wyƑcielenie jego powierzchni nieprzepuszczalnČ warstwČ iųów. O zwiħkszonej denudacji informuje równieǏ budowa geologiczna stoǏka na- pųywowego (ryc. 7–11). Gųówna masa wy- stħpujČcych tam utworów to osady bez- strukturalne (okoųo 1,2 m), wyróǏniajČce siħ w stosunku do osadów zalegajČcych gųħbiej podwyǏszonČ zawartoƑciČ materii organicznej. Uzyskane wyniki potwierdzajČ, Ǐe niszczenie pokryw stokowych oraz ich depozycja zachodziųy etapami. Na fakt ten wskazujČ: zmiennoƑđ wskaǍników uziarnie- nia, odczynu osadów oraz zawartoƑci ma- terii organicznej. Podobne obserwacje po- czyniono juǏ w innych miejscach strefy mųodoglacjalnej. SČ to np. badania Smol- skiej (2001, 2003), Sinkiewicza (1998), Nie- wiarowskiego i in. (1992).
Analiza osadów w dnie obniǏenia wskazuje na kilka etapów jego rozwoju paleogeograficznego. Pierwszy z nich zwiČ- zany jest z pobytem aktywnego lČdolodu i depozycjČ osadów glacjogenicznych, po
którym nastČpiųo oddzielenie bryųy mar- twego lodu oraz przykrycie i konserwacja osadami. Kolejnym etapem byųo powolne wytapianie bryųy martwego lodu i powsta- nie w dnie zagųħbienia niewielkiego je- ziorka, co sygnalizuje podƑcielajČca osady jeziorne warstewka iųu. Dalszym etapem byųo funkcjonowanie jeziora póǍnoglacjal- nego, o czym informujČ dane paleobo- taniczne (NoryƑkiewicz, w tym tomie; KrzeƑlak i Stachowicz-Rybka, w tym tomie) i data radiowħglowa. Informuje ona, Ǐe jezioro funkcjonowaųo od ponad 13 tys. lat (12 040 ±260 lat 14C BP). Tego typu jeziora byųy juǏ dokumentowane i naleǏČ do naj- starszej generacji jezior z okresu przedal- lerödzkiego (np. Bųaszkiewicz 1998, 2005; Niewiarowski 1987; Nowaczyk 1994; No- ryƑkiewicz 2006). W jeziorze odkųadaųa siħ gytia i osady mineralne, denudowane ze zboczy zagųħbienia. W dalszym rozwoju je- zioro powoli zaczħųo zarastađ i odųoǏona zo- staųa gytia grubodetrytusowa, której spČgo- wČ czħƑđ wydatowano na 8490 ±30 lat BP. StČd teǏ okres jej akumulacji przypada na drugČ czħƑđ boreaųu. Po zaroƑniħciu oczka wodnego caųe dno zagųħbienia zajħte zo- staųo przez torfowisko, które z niewielkČ przerwČ (przeųom subatlantyku i atlantyku – akumulacja warstewki iųu) funkcjonowaųo i przyrastaųo do wczesnego Ƒredniowiecza, kiedy w wyniku zmian klimatycznych i an- tropogenicznych na powierzchni pojawių siħ mursz. SpČg murszu zostaų wydatowany na 930 ±130 lat BP. BiorČc pod uwagħ wųaƑci- woƑci, litologiħ i wiek osadów, a takǏe nawiČzujČc do wyników badaŷ gleboznaw- czych, palinologicznych, makroszczČtków i geochemicznych, opisanych w tym tomie, moǏna wyróǏniđ 11 etapów rozwoju bada- nego zagųħbienia (ryc. 6): ER-1 i ER-2 − nie- wielkie jezioro póǍnoglacjalne; od ER-3 do ER-5 − etapy zarastania zbiornika; ER-6 i ER-7 − etapy akumulacji biogenicznej (tor- fowiska przejƑciowe i wysokie); ER-8 − okres nasilonej denudacji mechanicznej; ER-9 i ER-10 − kolejne etapy akumulacji bio- genicznej (torfowisko przejƑciowe i wy- sokie) oraz ER-11 − murszenie torfów z nasilajČcČ siħ antropopresjČ. Szczegóųowa charakterystyka tych etapów znajduje siħ w rozdziale 3.
Literatura
Bųaszkiewicz M. 1998. Dolina Wierzycy, jej ge- neza oraz rozwój w póǍnym glacjale i holocenie. Dokum. Geogr. IGiPZ PAN 10: 116 ss.
Bųaszkiewicz M. 2005. PóǍnoglacjalna i wcze- snoholoceŷska ewolucja obniǏeŷ jeziornych na na Pojezierzu Kociewskim (wschodnia czħƑđ Pomorza). Prace Geogr. 201. IGiPZ PAN: 192 ss. Drwal J. 1975. Zagadnienia bezodpųywowoƑci na obszarach mųodoglacjalnych. Zesz. Nauk. Wydz. BiNoZ, Uniw. Gdaŷski. Geografia 3: 7−26.
Folk R.L., Ward W.C. 1957. Brazos River bar, a study in the significance of grain size parame- ters, Jour. Sed. Petr. 27: 3−26.
Iwicki S., Zielski A. 1990. Brodnicki Park Kra- jobrazowy. Przewodnik Przyrodniczo-Krajozna- wczy. Warszawa: 62 ss.
Karasiewicz M.T., Hulisz P., NoryƑkiewicz A.M., NoryƑkiewicz B., KrzeƑlak I., _witoniak M., Stachowicz-Rybka R. 2011. Postglacjalna historia zagųħbienia bezodpųywowego przy jeziorze Retno na Pojezierzu Brodnickim na podstawie badaŷ interdyscyplinarnych. [w:] Czųowiek i jego wpųyw na Ƒrodowisko przy- rodnicze w przeszųoƑci i czasach historycznych: V Polska Konferencja Paleobotaniki Czwar- torzħdu. Górzno. 13–17 czerwca 2011. (red.) Hulisz P., Karasiewicz M.T., NoryƑkiewicz A.M. Paŷstwowy Instytut Geologiczny – Paŷstwowy Instytut Badawczy. Warszawa: 149−157. Kozarski S. 1995. Deglacjacja póųnocno-zacho- dniej Polski, warunki Ƒrodowiska i transfor- macja geosystemu (~20 ka ї 10ka BP). Dokum. Geogr. IGiPZ PAN 1: 82 ss.
Lichwa M., Weųniak A. 2003. Szczegóųowa mapa geologiczna Polski w skali 1 : 50 000 arkusz Skarlin wraz z objaƑnieniami, Paŷstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
Bawrynowicz M. 1983. Cenococcum granifor-
mae w Polsce. (summary: Cenococcum grani- formae in Poland). Acta Mycologica 19(1):
31−40.
Major M. 2009. Charakter i funkcjonowanie zagųħbieŷ bezodpųywowych w krajobrazie strefy mųodoglacjalnej (Pomorze Zachodnie, Górna Parsħta). Wyd. Pozn. Tow. Przyj. Nauk. Poznaŷ: 177 ss.
Mycielska-Dowgiaųųo E. 1995. Wybrane cechy teksturalne osadów i ich wartoƑđ interpretacyj- na. [w:] Badania osadów czwartorzħdowych. Wybrane metody i interpretacja wyników. (red.) Mycielska-Dowgiaųųo E., Rutkowski J. WGSR UW, Warszawa: 29−105.
Niewiarowski W. 1987. Development of Lake StraǏym (Brodnica Lake District, Northern Po- land) during the Late Glacial and Holocene. Acta Palaeobotanica 27(1): 251–268.
Niewiarowski W. 1989. Wahania poziomu jezior w póǍnym glacjale i holocenie na przykųadzie jezior Pojezierza Brodnickiego. Oceanological Studies and Reviews 56: 277−288.
Niewiarowski W. 1995. Gųówne rysy rzeǍby terenu Pojezierza Brodnickiego oraz problem wahaŷ poziomu jezior w okresie póǍnego gla- cjaųu i holocenu. [w:] Geomorfologia i hydrolo- gia Pojezierza Brodnickiego i Dobrzyŷskiego oraz osobliwoƑci parków krajobrazowych. Przewodnik wycieczek nr 3, 44 Zjazd PTG. To- ruŷ: 17−27.
Niewiarowski W. 1999. O metodach okreƑlania zmian i wahaŷ poziomu jezior, AUNC Toruŷ, Geografia XXIX (103): 59−76.
Niewiarowski W., Celmer T., Marciniak K., Pie- trucieŷ C., Proszek P., Sinkiewicz M. 1992. Prze- bieg wspóųczesnych procesów denudacyjnych na mųodoglacjalnej wysoczyǍnie morenowej intensywnie uǏytkowanej rolniczo, na przykųa- dzie okolic Koniczynki, na póųnocny wschód od Torunia. Przegl. Geogr. 155: 47−67.
Niewiarowski W., Wysota W. 1986. Poziomy wysoczyznowe Wysoczyzny Brodnickiej i ich geneza. AUNC Toruŷ, Geografia XIX: 31−46. NoryƑkiewicz A.M. 2006. Historia cisa w okolicy Wierzchlasu w Ƒwietle analizy pyųkowej. Wyd. UMK, Toruŷ: 86 ss.
NoryƑkiewicz B. 1987a. History of vegetation during the Late-Glacial and Holocene in Brod- nica Lake District in the light of pollen analysis of Lake StraǏym deposits. Acta Palaeobotanica 27(1): 283–304.
NoryƑkiewicz B. 1987b. History of Vegetation at the Brodnica Lake District in the Light of Pollen
58 Mirosáaw T. Karasiewicz, Wáodzimierz JuĞkiewicz
Analysis of Bottom Deposits of StraǏym Lake. Wissenschaftliche Zeitschrift. Ernst-Moreith-Arndt-Universität Greifswald. Mathematisch-Naturwissenschaftliche. Reihe 36(2–3): 38–40.
Nowaczyk B. 1994. Wiek jezior i problemy zani- ku bryų pogrzebanego lodu na przykųadzie sandru Brdy w okolicy Charzykowy. AUNC To- ruŷ. Geografia XXVII (92): 94−110.
Sinkiewicz M. 1998. Rozwój denudacji antropo- genicznej w Ƒrodkowej czħƑci Polski póųnocnej. Wyd. UMK, Toruŷ: 103 ss.
Smolska E. 2001. Cechy sedymentologiczne pokryw stokowych na Pojezierzu Suwalskim. [w:] Pokrywy stokowe jako zapis zmian klima- tycznych w póǍnym vistulianie i holocenie, Mat. Symp. 5–7.04. U_. Sosnowiec (streszczenia referatów, komunikatów i posterów): 63−65. Smolska E. 2003. Cechy deluwiów na przy- kųadzie osadów stokowych pagórka w okolicy Bopuchowi na Pojezierzu Suwalskim. Prace i Studia Geograficzne 33: 45−57.
Starkel L. 1977. Paleogeografia holocenu. PWN, Warszawa: 361 ss.
