Zapis glacilimnicznej sedymentacji w basenie Niecki Skaliskiej – północna część Pojezierza Mazurskiego

Zapis glacilimnicznej sedymentacji w basenie Niecki Skaliskiej

– pó³nocna czêœæ Pojezierza Mazurskiego

Katarzyna Pochocka-Szwarc

Glacilimnical sedimentation in the Skalisko Basin – northern parth of Mazurian Lakeland. Prz. Geol., 58: 1014–1022.

A b s t r a c t. The investigation area is situated in the north part of Mazurian Lakeland in NE from Wêgorzewo in the borderland between Poland and Russia. It was covered with the ice sheet during the upper stage of the Vistulian Glaciation. During the recession of the maximum range of the ice-sheet (Pomeranian Phases) the 6 ice-sheet retreated were left. Skaliska Basin this is end depression, between two end moraine zones. The glaciolacustrine and lacustrine sediments was recorded late glacial and postglacial history. The results of the multidisciplinary investiga-tions including cartographical, sedymentological methods indicate that in the ice-dammed lake in Skaliska Basin was existed in front of the ice. The outflow from Skaliska ice-dammed was connected with the ice sheet retreat (behind the Prego³a Valley) and development of the new erosion base level (like Prego³a Valley).

Keywords: deglaciation, glaciolacustrime deposits, Late Glacial, Vistulian Glaciation, Mazurian Lakeland

W trakcie prac kartograficznych prowadzonych w pó³-nocnej czêœci Pojezierza Mazurskiego (Pochocka-Szwarc & Lisicki, 2001, 2004; Pochocka-Szwarc, 2003), na obszarze przygranicznym z Rosj¹, stwierdzono obecnoœæ rozleg³ego zbiornika zastoiskowego w Niecce Skaliskiej. Niecka zaj-muje powierzchniê ok. 90 km2

i zlokalizowana jest w odle-g³oœci 20–25 km na pó³noc od strefy czo³owo-morenowej, wyznaczaj¹cej maksymalny zasiêg l¹dolodu fazy pomorskiej (Lisicki & Rychel, 2006). Dalsze prace geologiczne pozwo-li³y stwierdziæ, ¿e odtworzenie warunków paleoœrodo-wiskowych i paleogeomorfologicznych w tak rozleg³ym basenie sedymentacyjnym, jakim jest Niecka Skaliska, sta-nowi klucz dla rekonstrukcji zaniku ostatniego l¹dolodu w tej czêœci pojezierza.

Na Pojezierzu Mazurskim recesja tego l¹dolodu zazna-czy³a siê kilkoma strefami postoju (Galon & Roszkówna, 1967; Kondracki, 1972, 2000; Muchowski i in., 1995; Szu-mañski, 2001; Pochocka-Szwarc & Lisicki, 2001, 2004; Pochocka-Szwarc, 2009). Towarzysz¹ im szlaki sandrowe, które powsta³y w wyniku dzia³alnoœci wód roztopowych odp³ywaj¹cych w kierunku po³udniowym. Omawiane ob-ni¿enie, którego pó³nocna czêœæ le¿y w Rosji, jest zlokali-zowane miêdzy morenami czo³owymi znacz¹cymi kolejne recesyjne zasiêgi lodowca.

Wykorzystuj¹c archiwalne i autorskie materia³y, w tym zdjêcia geologiczne, przyst¹piono do szczegó³owego roz-poznania budowy Niecki Skaliskiej. Wyznaczenia pó³noc-nych granic zasiêgu zastoiska wype³niaj¹cego nieckê dokonano na podstawie interpretacji zdjêæ satelitarnych (Pochocka-Szwarc, 2005; Pochocka-Szwarc & Pi¹tkow-ska, 2006). W celu dok³adniejszego zbadania charakteru osadów i warunków ich sedymentacji wykonano 3 wier-cenia pe³nordzeniowe metod¹ geoprobe. Z uzyskanych rdzeni pobrano próby i poddano je szczegó³owym bada-niom. Wszystkie prace, w tym m.in. analizy sedymentolo-giczne, paleobotaniczne i fizykochemiczne by³y, wyko-nane w ramach interdyscyplinarnego grantu PO4D 024 29. Rekonstrukcja paleogeografii i ewolucji Niecki Skaliskiej by³y jednymi z g³ównych zagadnieñ badawczych zawar-tych w pracy doktorskiej autorki, dotycz¹cej procesów

deglacjacji w pó³nocnej czêœci Pojezierza Mazurskiego u schy³ku ostatniego zlodowacenia. W niniejszym artykule przedstawiono, w formie skróconej, wyniki badañ dotycz¹-cych zagadnieñ litofacjalnych i paleogeograficznych, a tak¿e dokonan¹ na ich podstawie interpretacjê póŸnoglacjalnej historii basenu Niecki Skaliskiej.

Budowa geologiczna osadów wype³niaj¹cych omawia-n¹ strukturê jest rozpoznana g³ównie na podstawie wier-ceñ, wykonanych za pomoc¹ sond mechanicznych i rêcz-nych, co wynika z braku ods³oniêæ. Krajobraz niecki tworzy rozleg³a równina o rzêdnych 95–100 m n.p.m., zbudowana z osadów zastoiskowych (laminowanych i³ów oraz mu³ków) o mi¹¿szoœciach od 1,5 do 17,8 m. Pod tymi osadami udoku-mentowano wystêpowanie gliny zwa³owej, korelowanej ze stadia³em g³ównym zlodowacenia wis³y (Pochocka-Szwarc, 2003; Pochocka-Szwarc & Lisicki, 2001, 2004). Osady zastoiskowe s¹ czêœciowo przykryte piaszczystym sto¿-kiem, który wype³nia znaczn¹ czêœæ zag³êbienia (ryc. 1, 2). Mi¹¿szoœæ osadów piaszczystych wynosi od 1,5 do 16 m. Wysokoœæ sto¿ka w czêœci proksymalnej (po³udniowo-wschodnia czêœæ niecki) wynosi 119–116 m n.p.m., w dys-talnej (okolice Rapy, Skaliska, Budzewa) ok. 100 m n.p.m. Na powierzchni równiny pozastoiskowej i sto¿ka wystêpuj¹ po³udnikowo ukierunkowane obni¿enia wype³nione osada-mi biogenicznyosada-mi, takiosada-mi jak torfy i gytie oraz niewielkie wa³y wydmowe (Pochocka-Szwarc, 2003).

Niecka Skaliska otoczona jest wysoczyzn¹ polodow-cow¹, na stokach której znajduj¹ siê tarasy kemowe i pokrywy osadów wodno-morenowych (ryc. 2). Na po³ud-niu i wschodzie znajduj¹ siê piaszczysto-¿wirowe wzgórza morenowe. Przez obszar niecki przep³ywaj¹ dwie rzeki nale¿¹ce do zlewni Prego³y – Wêgorapa oraz Go³dapa. Obie po³¹czone s¹ wykopanym w XVIII wieku Kana³em Bro¿ajeckim.

Badania sedymentologiczne

W profilu G1 (95,0 m n.p.m.), zlokalizowanym w pó³-nocnej czêœci niecki (ryc. 2), nawiercono piaski drobno-ziarniste oraz mu³ki piaszczyste laminowane. Od

g³êboko-1

J.Rydzówka J. Silec J. J. Mamry J. Œwiêcajty J. Strêgiel J. Dobskie J. Kirsajty J. J. Harsz J. Pozezdrze J. J. J. J. J. Kuta J. J. J. Go³dopiwo J. Kruklin J. So³tmany J. Gawlik J. Wydmiñskie J. J. Dargin J. J. J. J. Szwa³k J. £aŸno J. Litygajno J. Kisajno J. J.J. J. J. J. J. J. J. Pi³ackie Wzgórza Pi³ackie Hills Niecka Skaliska Skalisko Basin Szeskie Wzgórza Szeskie Hills Puszcza Borecka Borecka Forest Kruklanki Wêgorzewo Budry Banie Maz. Sztynort Pozezdrze holocen _Holocene stadia³ g³ówny fazy pomorskiej zlodowacenia wis³y Main Stadial Pomeranian Phase of the Vistulian Glaciation Budry Go³dapa Wêgorapa E³k Parchatka Sapina Go³dapa 3,0 16,0 43,8 42,0 36,0_39,0 5,0 1,6 7,0 1,0 17,0 2,0 28,0 12,0 6,0 10,0 47,0 18,0 4,0 37,0 29,0 2,0 13,0 36,0 10,0 26,0 10,0 8,0 25,0 10,0 9,0 10,0 5,0 5,0 42,0 12,0 10,0 10,0 7,0 5,0 13,0 11,0 3,0 10,0 13,0 17,0 3,0 4,0 10,0 26,0 5,0 2,0 13,0 10,0

Rosja

Russia

Pm

2

3

4

5

6

1

5

LGM

piaski, ¿wiry i gliny drumlinów drumlins sands, gravels and tills gliny zwa³owe

glacial tills

piaski, ¿wiry i gliny moren czo³owych (miejscami spiêtrzone) moraine sands, gravels, boulders and tills

piaski i ¿wiry, lodowcowe glacial sands and gravels

piaski i ¿wiry wodnolodowcowe, starsze outwash sands and gravels, oldest mu³ki, piaski i ¿wiry form szczelinowych crevasses silts, sands and gravels mu³ki i piaski tarasów kemowych kame terrace silts and sands mu³ki i piaski kemów kame sands and silts

piaski i ¿wiry moren martwego lodu ablacial moraine sands and gravels piaski i ¿wiry wodnolodowcowe, m³odsze outwash sands and gravels, younger i³y i mu³ki zastoiskowe, starsze ice - dam clays and silts, oldest piaski i gliny wodnomorenowe watermorainic sands and tills piaski i ¿wiry delty fan silts, sands and gravels i³y i mu³ki zastoiskowe, m³odsze ice-dammed clays and silts, younger piaski przewiane

eolian sands, locally in inicial dunes

piaski i gliny deluwialne deluvial sands and tills piaski i ¿wiry rzeczne fluvial sands and gravels mu³ki i piaski jeziorne lake silts and sands gytie i kreda jeziorne gyttjas and lacustrine chalks torfy peats piaski humusowe humic sands

Pm

1-6

maksymalny zasiêg l¹dolodu podczas fazy pomorskiej (stadia³ g³ówny, zlodowacenie wis³y) maximum limits of the ice-sheet – Pomeranian Phases (Main Stadial of the Vistulian Glaciation)

zasiêgi l¹dolodu wed³ug: Muchowski i in., 1995; Szumañski, 2001; Pochocka-Szwarc, Lisicki 2001a,b; Pochocka-Szwarc, 2006, 2009

limits of the ice-sheet during retreat by: Muchowski i in., 1995; Szumañski, 2001; Pochocka-Szwarc, Lisicki, 2001a,b; Pochocka-Szwarc, 2006, 2009

wed³ug Dodonov, 1975 after Dodonov, 1975

maksymalny zasiêg l¹dolodu (stadia³u g³ównego) Last Glacial Maksimum

g³ówne kierunki odp³ywu wód main out-flow direction

badany obszar

– Niecka Skaliska (patrz ryc. 2) investigation area – Skalisko Basin (see Fig. 2)

g³êbokoœci jezior w metrach lakes depth in meters

miejscowoœci localities

Polska

Poland

Ryc. 1. Mapa geologiczna obszaru badañ (pó³nocna czêœæ Pojezierza Mazurskiego) na podstawie arkuszy SGMP (Muchowski i in., 1995; Pochocka-Szwarc, 2003; Pochocka-Szwarc & Lisicki 2001, 2004; Szumañski, 2001)

Fig. 1. Geological map of the investigation area (north part of Mazury Lakeland) by the Detailed Geological Map of Poland (Muchowski i in., 1995; Pochocka-Szwarc, 2003; Pochocka-Szwarc & Lisicki 2001, 2004; Szumañski, 2001)

œci 3,5 m (liczonej od powierzchni terenu) do sp¹gu profilu, tj. do 9,5 m, wystêpuj¹ piaski œrednioziarniste i drobnoziarniste o widocznym warstwowaniu przek¹tnym. W profilu G2 (94,5 m n.p.m.) przewiercono seriê osadów ilastych laminowanych, o mi¹¿szoœci 12,8 m, wœród któ-rych pojawiaj¹ siê przewarstwienia mu³ków o strukturze masywnej. Ni¿ej wystêpuje glina zwa³owa. W profilu G3 (96,5 m n.p.m.) stwierdzono obecnoœæ serii laminowanych osadów zastoiskowych o mi¹¿szoœci 17,8 m. Wiercenie zakoñczono w piaskach drobnoziarnistych (na g³êbokoœci 18,0 m). W dolnej czêœci tego profilu (od 9 m) przewar-stwienia mu³ków o strukturze masywnej wystêpuj¹ w wiê-kszej iloœci, ni¿ w s¹siednim profilu G2. Szczegó³ow¹ litologiê omawianych profili przedstawia rycina 3.

Fragmenty rdzenia, uzyskane z profilu G3, zosta³y prze-znaczone do dalszych obserwacji strukturalnych. W tym celu wybrano odcinki o najlepszym wykszta³ceniu osadów laminowanych. £¹cznie by³o to 17 odcinków rdzenia (ka¿dy o mi¹¿szoœci 10 cm), które zosta³y poddane d³ugo-trwa³emu procesowi utwardzania w specjalnie do tego spo-rz¹dzonym balsamie. Powsta³y tzw. „monolity”. Po rozciê-ciu ich wzd³u¿ okaza³o siê, ¿e nie wszystkie fragmenty rdzenia zosta³y prawid³owo utwardzone, co uniemo¿liwi³o ich dalsz¹ preparacjê. W dalszym toku badañ prowadzono wiêc obserwacje makroskopowe – m.in. na rozciêtych powierzchniach monolitów. Pozosta³e badania strukturalne

i teksturalne prowadzono na fragmentach rdzeni, które nie zosta³y poddane preparacji.

W profilach G1, G2 i G3 wyró¿niono nastêpuj¹ce lito-facje (Zieliñski, 1992):

‘litofacja A – laminy ciemne i jasne, granice pomiê-dzy nimi s¹ ostre i wyraŸne. Laminy maj¹ niewielkie mi¹¿szoœci (rzêdu kilku mm) i wystêpuj¹ w stosun-kowo du¿ym zagêszczeniu (Fv). Obecne s¹ powierz-chnie erozyjne;

‘litofacja B – laminy ciemne maj¹ wiêksze mi¹¿szo-œci (kilka cm, maksymalnie do 10 cm) ni¿ jasne (c>j). W laminach tych wystêpuj¹ uskoki, wk³adki (soczewki) piasków oraz materia³u eratycznego (typu dropstones);

‘litofacja C – laminy maj¹ zmienne mi¹¿szoœci, czê-ste s¹ w nich widoczne uskoki;

‘litofacja D – mu³ki, mu³ki ilaste o strukturze masyw-nej (Fm);

‘litofacja E – laminy jasne maj¹ wiêksze mi¹¿szoœci od ciemnych (j>c), Fv;

‘litofacja F – piaski œrednioziarniste i drobnoziarni-ste, miejscami o warstwowaniu tabularnym (Sp); ‘litofacja G – piaski drobnoziarniste i

œrednioziarni-ste, warstwowane poziomo (Sh);

‘litofacja H – piaski i mu³ki o strukturze masywnej (Sm, Fm). Banie Maz. Budry Budzewo Zaka³cze Rapa Zabrost Skalisko S¹kie³y Ma³e 1 2 6 5 71 65 69 45 46 42 41 40 39 44 48 49 17 18 72 38 G3 G2 G1 105,4 105,1 91,2 100,7 92,0 110,0 115,7 100,4 98,4 100,0 100,0 99,1 98,3 102,0 110,0 116,0 105,0 119,0 126,0 117,8 141,0 104,0 105,0 107,0 117,0 111,0 92,0 91,0 94,0 96,0 105,0 138,0 Go³dapa Kan. Bro¿ajecki

Skalisko

Basin

Niecka Ska

liska

0 1km Budry G1 _{A B} 12 _{sondy mechaniczne} mechanical cores sondy geoprobe geoprobe cores granica pañstwa

boundary of states miejscowoœcilocalities

zarys Niecki Skaliskiej boundary of the Skalisko Basin

przekrój (patrz ryc. 5) cross-section (see Fig. 5)

torfy peats

gytie gyttjas

piaski humusowe i namu³y humic sands and organic silts

piaski rzeczne fluvial sands

piaski eoliczne eolian sands

piaski i ¿wiry sto¿ka fan silts, sands and gravels

i³y i mu³ki zastoiskowe ice-dammed clays and silts

piaski i gliny wodnomorenowe watermorainic sands and tills

piaski i ¿wiry wodnolodowcowe outwash sands and gravels

piaski i mu³ki tarasów kemowych kame terrace silts and sands

piaski, ¿wiry i g³azy moren moraine sands, gravels, boulders

gliny zwa³owe glacial tills holocen _Holocene stadia³ g³ówny fazy pomorskiej zlodowacenia wis³y Main Stadial Pomeranian Phase of the Vistulian Glaciation X

Ryc. 2. Mapa geologiczna Niecki Skaliskiej na podstawie arkuszy SGMP (Pochocka-Szwarc & Lisicki, 2001, 2004)

E D A C E A C E C E B B B D B E B B C E E E E E D D D A B E B E _F H H H H G G F G F D D D E D 12 10 11 8 9 7 6 5 3 4 2 1 17 16 15 14 13 12 11 10 9 8 7 6 2a 2 1 3 4 5 A 0 10 cm 5 cm E C B 18,0 2,0 4,0 6,0 8,0 10,0 12,0 14,0 16,0 17,8 0,0

G3

G2

G1

A–E litofacje osadów warwowych_{types of varve facies}

granice

pomiêdzy litofacjami

boundary between varve facies

Próbki osadów do laserowej analizy granulometrycznej:

Samples for laser granulometric analysis:

zawartoϾ frakcji ilastej > 80 %

clay content > 80 %

zawartoœæ frakcji ilastej < 80 % clay content < 80 % utwardzone fragmenty rdzenia hardened fragment of core granice erozyjne erosianal contact dropstony dropstones uskoki faults nie utwardzone fragmenty rdzenia non hardened fragment of core 2 1 13 gleby soils i³y warwowe varved clays mu³ki muds piaski sands gliny lodowcowe glacial tills

Ryc. 3. Profile litologiczne G1, G2, G3 (lokalizacja – ryc. 2) Fig. 3. Lithological profiles G1, G2, G3 (for localization – see Fig. 2)

Dodatkowo, z profilu G3 pobrano 12 próbek, na których wykonano analizê uziarnienia osadów metod¹ laserow¹. Wyniki badañ wskazuj¹, ¿e zawartoœæ frakcji najdrobniej-szych (tj. <0,002 mm) w niektórych laminach ciemnych jest wysoka (65–85%). W laminach jasnych stwierdzono wiê-ksz¹ zawartoœæ frakcji nieco grubszej (tj. 0,002–0,005 mm), a nawet znaczn¹ domieszkê frakcji piaszczystej, co wskazu-je na sedymentacjê w spokojnych warunkach letnich.

Na podstawie analizy wykszta³cenia warw i oceny ich mi¹¿szoœci mo¿na okreœliæ warunki, jakie panowa³y pod-czas sedymentacji osadów w badanym zbiorniku. W tym celu dla dwóch profili (G2 i G3) skonstruowano warwogra-my (ryc. 4). Przedstawiaj¹ one krzywe zmiennoœci mi¹¿-szoœci dla lamin ciemnych oraz dla ca³ych warw. Ró¿nica pomiêdzy krzyw¹ mi¹¿szoœci dla ca³ej warwy (linia jasno-szara), a krzyw¹ mi¹¿szoœci dla warwy ciemnej (linia ciemnoszara) przedstawia mi¹¿szoœæ lamin jasnych (let-nich). Przerwy na warwogramach oznaczaj¹ obecnoœæ w profilu osadów nielaminowanych, tj. mu³ków o strukturze masywnej. Najwiêksze mi¹¿szoœci warw (powy¿ej 20 mm) zanotowano w profilu G2 (w przedziale g³êbokoœci 5,3–6 m), z kolei najmniejsze – poni¿ej 5 mm – w stropowej czêœci profilu G2 oraz w profilu G3.

Punktem wyjœcia dla stwierdzenia podobieñstw pomiê-dzy krzywymi zmiennoœci mi¹¿szoœci (dla ca³ych warw) w obu profilach by³o znalezienie charakterystycznych war-toœci minimalnych b¹dŸ maksymalnych. Analizuj¹c podo-bieñstwa pomiêdzy krzywymi wyró¿niono w sumie osiem poziomów korelacyjnych. Dla ka¿dego z nich policzono liczbê warw – suma wynios³a 344. Przy za³o¿eniu, ¿e lami-na letnia powstaje podczas zwiêkszonej dostawy materia³u do zbiornika, np. w wyniku wzmo¿onej ablacji, a zimowa stanowi zapis depozycji w spokojnych warunkach zamar-zniêtego zbiornika (Ashley i in., 1985; Paluszkiewicz, 2004), mo¿na przyj¹æ, ¿e czas sedymentacji w zbiorniku trwa³ nie mniej ni¿ okres 344 cykli depozycyjnych (sezo-nów letnio-zimowych).

W wale wydmowym, znajduj¹cym siê na piaszczystym sto¿ku (punkt X na ryc. 2), wykonano odwiert za pomoc¹ sondy rêcznej. Z pobranego materia³u wybrano 4 próbki, aby sprawdziæ, czy osady te by³y przwiewane przez wiatr, czy te¿ nie. W tym celu wykonano analizê stopnia obtocze-nia i zmatowieobtocze-nia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji piaszczystej (0,5–0,8 mm) wed³ug Cailleux (1942) w mody-fikacji GoŸdzika (1980, 1995) oraz Mycielskiej-Dowgia³³o i Woronko (1998). Wyniki wskazuj¹, ¿e badane ziarna pochodz¹ najprawdopodobniej z osadów fluwioglacjalnych (Woronko, 2007). Równoczeœnie, we wszystkich analizo-wanych próbkach zanotowano du¿¹ iloœæ ziarn pêkniêtych. Najprawdopodobniej transport materia³u by³ krótkotrwa³y i odbywa³ siê na stosunkowo ma³¹ odleg³oœæ (œwiadczy o tym ma³a iloœæ ziarn, które przesz³y obróbkê w œrodowisku eolicznym).

Interpretacja wyników badañ

i analiza paleogeograficzna basenu Niecki Skaliskiej

Na podstawie przeprowadzonych badañ, dotycz¹cych osadów wystêpuj¹cych w obni¿eniu Niecki Skaliskiej, mo¿na odtworzyæ jego historiê – starsz¹ (póŸnoglacjaln¹)

oraz m³odsz¹ (holoceñsk¹). W dalszej czêœci artyku³u zostan¹ omówione zagadnienia dotycz¹ce przemian, jakie zasz³y na tym obszarze w okresie deglacjacji.

Analiza materia³ów (Pochocka-Szwarc & Lisicki, 2001, 2004) nie wskazuje na starsze za³o¿enia tego basenu sedy-mentacyjnego (jak np. kopalne doliny w osadach starszych od zlodowacenia wis³y, czy strefy dyslokacji w osadach pod³o¿a plejstocenu). Nie mo¿na wiêc wykluczyæ, ¿e pow-stanie obni¿enia niecki zwi¹zane jest z powpow-staniem du¿ego wytopiska – misy koñcowej, ograniczonej dwoma strefami postoju l¹dolodu: na pó³nocy zasiêgiem 6. (ryc. 1), a na po³udniu zasiêgiem 5. W misie koñcowej, pomiêdzy zale-gaj¹cymi bry³ami martwych lodów, rozwija³a siê sedymen-tacja glacilimniczna (Pochocka-Szwarc, 2009). Pomiêdzy krawêdzi¹ lodów wype³niaj¹cych obni¿enie a ods³a- nia-j¹c¹ siê spod lodu powierzchni¹ wysoczyzny lodowcowej wody osadza³y materia³ piaszczysty przysz³ych tarasów kemowych (ryc. 1, 2)

Przekrój geologiczny A–B (ryc. 5) przedstawia sche-matyczn¹ budowê geologiczn¹ basenu skaliskiego. Na uwagê zas³uguje urozmaicona morfologia dna zbiornika – w czêœci pó³nocnej strop gliny podœcielaj¹cej seriê zastoi-skow¹ znajduje siê na wysokoœci 88 m n.p.m. (otwór karto-graficzny w Skalisku), natomiast w po³udniowej czêœci niecki – na wyskoœci ok. 105 m n.p.m. Jest to ten sam poziom gliny (Pochocka-Szwarc, 2003). Z analizy zesta-wionych materia³ów geologicznych wynika, ¿e w okolicy Skaliska „ostroga” zbudowana z tych osadów mog³a roz-dzielaæ basen sedymentacyjny na dwie czêœci: centraln¹, w której odbywa³a siê typowa depozycja z zawiesiny (pro-file G2, G3) i pó³nocn¹, po³o¿on¹ bli¿ej brzegu zbiornika i bli¿ej czo³a l¹dolodu, w której zachodzi³a sedymentacja w warunkach zwiêkszonej dostawy materia³u (G1).

Analiza litofacjalna osadów pochodz¹cych z centralnej czêœci basenu wykaza³a, ¿e pocz¹tek sedymentacji zasto-iskowej rozpocz¹³ siê w warunkach zimowych. Dolne czê-œci profili G2 i G3 mo¿na dosyæ dobrze skorelowaæ, przewa¿aj¹ tam liofacje B, w których laminy ciemne s¹ zdecydowanie bardziej mi¹¿sze ni¿ jasne. W laminach ciemnych, na g³êbokoœci 11,8 m, stwierdzono znaczn¹ zawartoœæ frakcji najdrobniejszej (>80%), osadzaj¹cej siê z zawiesiny. Depozycja mu³ków o strukturze zwartej (litofa-cja D) oraz lamin ilastych, w których zaobserwowano powierzchnie erozji (litofacje A i C), wskazuje na zmianê warunków sedymentacji. Mia³o to niew¹tpliwe zwi¹zek ze wzrostem intensywnoœci ablacji po³o¿onego stosunkowo blisko czo³a lodu aktywnego oraz ze sp³ukiwaniem mate-ria³u z ods³oniêtej spod powierzchni lodu wysoczyzny. Nastêpnie warunki depozycji ponownie uleg³y zmianie – œwiadczy o tym litofacja E, w której laminy jasne maj¹ wiê-ksze mi¹¿szoœci ni¿ ciemne. W centralnej czêœci zbiornika (profil G2), w obrêbie litofacji E, wystêpuj¹ wk³adki bar-dzo dobrze wykszta³conych utworów litofacji B, czyli mi¹¿szych lamin ciemnych.

Analiza warwogramów pokaza³a (ryc. 4, 5), ¿e mo¿-liwa jest korelacja pomiêdzy profilem w centralnej czêœci zbiornika (G3), a tym znajduj¹cym siê bli¿ej brzegu (G2). Pozosta³e profile uzyskane z sond mechanicznych, doku-mentuj¹ce osady zastoiskowe, nie by³y profilami pe³no-rdzeniowymi (Pochocka-Szwarc, 2003; Pochocka-Szwarc

D D D D D D D D D PVIII PVII P I PII P III PIV PV PVI 40 50 70 100 100 150 130 200 0.0 2.0 4.0 6.0 8.0 10.0 12.0 14.0 16.0 17.8 0.0 2.0 4.0 6.0 8.0 10.0 12.0 13.0 Warworgram profilu G3 Varvogram for the profil G3

Warworgram profilu G2 Varvogram for the profil G2

skala czasowa (wiek wzglêdny) var ves succesion in years skala czasowa (wiek wzglêdny) var ves succesion in years 10.0 10.0 20.0 20.0 g³êbokoœc [m] depth [m] mi¹¿szoœæ [mm] thickness [mm] mi¹¿szoœæ [mm] thickness [mm] g³êbokoœc [m] depth [m] D PI–PVIII mi¹¿szoœci ca³ych lamin

all varve thickness mi¹¿szoœci lamin ciemnych dark varve thickness

mu³ki o strukturze masywnej massive muds structure

poziomy korelacyjne pomiêdzy warwami corelation level between varves facies Ryc. 4. Warwogramy dla profili G2 i G3 wraz z zaznaczon¹ korelacj¹

& Lisicki 2001, 2004) – nie mo¿na wiêc na ich podstawie okreœliæ warunków depozycji. Przewiercony w ten sposób materia³ pozwala jedynie stwierdziæ, ¿e mamy do czynienia z i³ami laminowanymi. Wszelkie obserwacje struktur s¹ bar-dzo trudne ze wzglêdu na charakter tego typu wiercenia.

Genezê osadów udokumentowanych w pó³nocnej czê-œci Niecki Skaliskiej, w profilu G1 (litofacje F, G, H), mo¿na wi¹zaæ z dostaw¹ do zbiornika materia³u pocho-dz¹cego z pobliskiego aktywnego czo³a l¹dolodu. Mog³a siê ona odbywaæ np. przez bramê lodowcow¹. Sedymenta-cja glacilimniczna, zapisana w profilach G2 i G3, zacho-dzi³a wiêc w stosunkowo niewielkiej odleg³oœci od czo³a l¹dolodu (1–2 km), jednak na uboczu g³ównych stref zasi-lania zbiornika. Depozycja osadów by³a tu powolna, a cykli-cznoœæ sedymentacji wyraŸna i dosyæ regularna. Tempo akumulacji policzone dla osadów znajduj¹cych siê w cen-tralnej czêœci zbiornika (profil G2) wynosi ok. 5,4 cm/rok. Bli¿ej brzegów (profil G3) tempo akumulacji by³o wiêksze – ok. 10,6 cm/rok. Jak wspomniano wczeœniej, na podsta-wie analizy warwogramów czas trwania sedymentacji gla-cilimnicznej w basenie Niecki Skaliskiej mo¿na okreœliæ na nie krótszy ni¿ 344 lata. Klasty diamiktyczne, wystê-puj¹ce w i³ach laminowanych, powsta³y w efekcie nap³a-wiania materia³u z dryfuj¹cych po powierzchni wody kier lub bry³ lodowych (Ashley i in., 1985). Wed³ug Brodzi-kowskiego (1992) wystêpowanie takich klastów jest zjawi-skiem diagnostycznym dla warunków terminoglacjalnych.

Charakter wykszta³cenia osadów piaszczystych wystê-puj¹cych na powierzchni niecki oraz ich morfologia, wska-zuj¹, ¿e by³a to delta, która wykszta³ci³a siê w zbiorniku zastoiskowym. W wyniku znacznej dostawy materia³u drog¹ rzeczn¹ tworzy siê specyficzna forma: ponad lini¹ brzegu sto¿ek nap³ywowy przyrastaj¹cy pionowo, a poni¿-ej zwierciad³a wody – delta agraduj¹ca lateralnie (Zieliñski & Brodzikowski, 1992). Zdarza siê, ¿e lokalne otwarcie zablokowanych dróg odp³ywu powoduje znaczne dostawy materia³u w krótkim okresie czasu (Zieliñski & Brodzi-kowski, 1992). Tworz¹ siê wówczas formy podobnego typu jak w Niecce Skaliskiej. Sprzyjaj¹cymi warunkami powstawania delt sto¿kowych s¹ w³aœnie œrodowiska

glaci-130 130 80 80 120 120 110 110 100 100 90 90 [m n.p.m.] [m a.s.l.] [m n.p.m.] [m a.s.l.] 18 17 (49) (71) 69 72 -80 0 1km SE NW

A

Niecka Skaliska

B

Skalisko Basin

mu³ki, piaski i ¿wiry sto¿ka

fan silts, sands and gravels

torfy peats i³y laminowane varved clay glina zwa³owa glacial till

Ryc. 5. Schematyczny przekrój A–B przez Nieckê Skalisk¹ Fig. 5. Schematic cross-section A–B through Skalisko Basin

0 1km granica pañstwa boundary of countries Mieduniszki W ê g o ra p a

R u s

s i a

R o s j a

P o l s k

a

P o l a

n d

Ryc. 6. Prze³om rzeki Wêgorapy (fragment mapy topograficznej z 1941 r.). Lokalizacja – zob. ryc. 7C

Fig. 6. Wêgorapa River gorge (part of the topographical map from 1941). For localization – see Fig. 7C

geniczne – zarówno termino-, jak i proglacjalne (Zieliñski & Brodzikowski, 1992).

Co by³o przyczyn¹ powstania takiej delty w zbiorniku zastoiskowym? Genezy tej formy nale¿y upatrywaæ oko³o 7 km na wschód (Pochocka-Szwarc, 2003, 2009), gdzie czo³o l¹dolodu opiera³o siê o zachodnie stoki Szeskich Wzgórz (ryc. 2). W czasie postêpuj¹cej deglacjacji czo³o przesuwa³o siê w kierunku pó³nocnym, ods³aniaj¹c po-wierzchniê spod lodu. Jednak¿e szlak sandrowy, którym p³ynê³y wody od topniej¹cego l¹dolodu, nie zmienia³ zasadniczo swojego po³o¿enia – omywa³ zachodnie stoki Szeskich Wzgórz i kierowa³ siê na po³udnie. Zdarzenie, jakim by³o zablokowanie dro¿noœci tego szlaku przez ruchy masowe na podmywanych stokach wysoczyzny, by³o zapewne przyczyn¹ zmiany kierunku p³yniêcia wód roztopowych (Pochocka-Szwarc, 2009). Wody te znalaz³y sobie inn¹ drogê odp³ywu – w³aœnie w stronê obni¿enia, jakim by³o zastoisko w Niecce Skaliskiej.

Wed³ug Brodzikowskiego (1992) delty sto¿kowe czê-sto rozwijaj¹ siê na przed³u¿eniu czê-sto¿ków

glacjofluwial-nych (sandrów) uchodz¹cych do jezior zastoiskowych lub w miejscach wp³ywu rzek ze strefy ekstraglacjalnej. Nasu-wa siê jednak pytanie, czy obecne s¹ w morfologii terenu œlady dokumentuj¹ce spiêtrzenie wód w tym zbiorniku spowodowane akumulacj¹ delty. W chwili obecnej znale-ziono tylko jedno takie miejsce, po³o¿one na pó³noc od Rapy, niedaleko granicy pañstwa. Jest to w¹ski taras oka-laj¹cy pó³nocno-wschodni fragment równiny pozastoisko-wej, le¿¹cy od 4 do 7 m ponad poziomem zbudowanym z i³ów zastoiskowych (102–105 m n.p.m.). Powierzchnia tego tarasu jest ³agodnie nachylona w stronê równiny.

Z analizy map topograficznych wynika, ¿e taras ten kontynuuje siê tak¿e po stronie rosyjskiej, a¿ do tzw. prze-³omu Wêgorapy (ryc. 6). Wycofanie siê czo³a l¹dolodu z linii zasiêgu 6 spowodowa³o uwolnienie od lodu obszaru na pó³noc od niecki. Mo¿na wiêc przypuszczaæ, ¿e wtedy rozpocz¹³ siê proces sp³ywania w kierunku pó³nocnym wód ze zbiornika skaliskiego. Efektem by³o powstanie g³êboko wciêtego odcinka prze³omowego o d³ugoœci ok. 1 km. Przyjmuj¹c, i¿ czo³o l¹dolodu znajdowa³o siê blisko

pó³-G3 G3 G2 G1 G3 G2 G1 G3 G2 G1 Pi³ackie Wzgórza Pi³ackie Hills Go³dapa Wêgorapa Parch atka Wêgorapa

bry³y martwych lodów

burried blocks of the dead ice

granica pañstwa boundary of states sondy geoprobe geoprobe scores l¹dolód i przypuszczalne bramy lodowcowe

ice-sheet and suggested glacial gate

zasiêg l¹dolodu

limit of the ice-sheet

zarys delty na terenie Niecki Skaliskiej

boundary of the delta in Skalisko Basin

g³ówne kierunki odp³ywu wód ekstraglacjalnych

main direction of the extraglacial wather flow

prze³om rzeki Wêgorapy, patrz ryc. 6, 7D

gap river section, see Fig. 6, 7D

A

B

C

Ryc. 7. A–C – paleogeografia Niecki Skaliskiej, D – obecny prze³om Wêgorapy (fot. B. Dawcewicz)

nocnych brzegów zbiornika (Dodonov, 1975), nie mo¿na wykluczyæ, ¿e prze³omowy odcinek widoczny na rycinie 6 utworzy³ siê w miejscu pierwotnej bramy lodowcowej zasilaj¹cej wodami jezioro zastoiskowe. Nastêpnie zosta³ on przemodelowany przez wody sp³ywaj¹ce ze zbiornika skaliskiego, a w holocenie wykorzystany przez Wêgorapê.

Na rycinach 7A, B i C przedstawiono g³ówne etapy rozwoju omawianego basenu – pocz¹wszy od okresu delga-cjacji a¿ do holocenu. Na pierwszej z nich (ryc. 7 A) zobra-zowany jest model basenu Niecki Skaliskiej wype³niony wod¹ do wysokoœci 105 m n.p.m., czyli do takiej, na której wystêpuje zdenudowana powierzchnia tarasu w okolicy Rapy. Obrazuje to moment spiêtrzenia poziomu lustra wo-dy przez dop³yw wód do zbiornika skaliskiego i akumula-cjê delty. W basenie niecki obecne s¹ jeszcze bry³y mar-twego lodu. Odst¹pienie l¹dolodu – z linii zasiêgu 6 – na odleg³oœæ ok. 2–4 km spowodowa³o, ¿e wody z zastoiska czêœciowo sp³ynê³y. Pod powierzchni¹ wody znajdowa³y siê tylko pó³nocno-zachodnie i pó³nocne fragmenty Niecki Skaliskiej, a czeœæ delty by³a wynurzona (ryc. 7 B) i podda-na krótkotrwa³ym procesom przewiewania przez wiatr. Ca³kowite sp³yniêcie wód z zbiornika skaliskiego w kierun-ku pó³nocnym – tj. w kierunkierun-ku lokalnej bazy erozyjnej, jak¹ by³a kszta³tuj¹ca siê wówczas dolina Prego³y – by³o w takim przypadku mo¿liwe dopiero w momencie ca³kowitego zani-ku l¹dolodu. Nale¿y dodaæ, ¿e ostatnie badania geologiczne, przeprowadzone na zachód od Wêgorzewa (Pochocka-Szwarc & Krawczyk, 2009), wskazuj¹, ¿e do doliny Prego³y mog³y sp³ywaæ wody z wielu innych, mniejszych zbiorni-ków zastoiskowych, po³o¿onych nawet o 40 m ni¿ej ni¿ omawiany. Na rycinie 7 C przedstawiono model niecki w holocenie – widoczny jest zarys piaszczystej delty, pó³nocne czêœci zastoiska znajduj¹ce siê obecnie po stronie rosyjskiej oraz wyraŸnie wciêty, prze³omowy odcinek rzeki Wêgorapy (ryc. 7 D).

W Niecce Skaliskiej – ponad pogrzebanymi bry³ami martwego lodu – formowa³y siê ma³e, izolowane zbiorniki wodne, wype³nione osadami mineralnymi i organicznymi, w których zapisana jest postglacjalna i holoceñska historia tego obszaru. Osady te by³y – i s¹ nadal – przedmiotem interdyscyplinarnych badañ (Pochocka-Szwarc i in., 2008).

Literatura

ASHLEY G.M., SHAW J. & SMITH N.D. (eds) 1985 – Glacial Sedimentary Environments. Tulsa, Oklahoma: SEPM Short Course, 16: 246.

BRODZIKOWSKI K. 1992 – Paleogeograficzne podstawy badañ gla-cilimnicznych œrodowisk sedymentacyjnych. Materia³y letniej szko³y sedymentologicznej. Murzynowo, 57–89.

CAILLEUX A. 1942 – Les actions éoliennes périglaciaires en Europe. Min. Soc. Geol. France, 46: 176.

DODONOV A.E. 1975 – Noweishaya tektonika yugo-vostochnoi chasti baltiyskoi syneklizy. Izdatelstvo Moskovskogo Universiteta, Moskva.

GALON R. & ROSZKÓWNA L. 1967 – Zasiêgi zlodowaceñ skandy-nawskich i ich stadia³ów recesyjnych na obszarze Polski [W:] Galon R. & Dylik J. (red.) Czwartorzêd Polski, 18–38.

GODZIK J. 1980 – Zastosowanie morfometrii i graniformametrii do badañ osadów w kopalni wêgla brunatnego Be³chatów. Stud. Region. PWN, 4: 101–114.

GODZIK J. 1995 – Wybrane metody analizy kszta³tu ziarn piasków dla celów paleogeograficznych i stratygraficzncyh [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. & Rutkowski J. (red.) Badania osadów czwartorzêdo-wych. Wybrane metody i interpretacja wyników. WGiSR UW. KONDRACKI J. 1972 – Pojezierze Mazurskie [W:] Galon R. (red.) Geomorfologia Polski. Wyd. PWN, Warszawa, 2: 161–178. KONDRACKI J. 2000 – Geografia regionalna Polski. Wyd. PWN, Warszawa.

LISICKI S. & RYCHEL J. 2006 – Szczegó³owa mapa geologiczna Pol-ski 1: 50 000, Ark. Wydminy. CAG PIG, Warszawa.

MUCHOWSKI J., STÊPIEÑ A. & HOFFMAN E. 1995 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1 : 50 000. Ark. Ster³awki Wielkie (z obja-œnieniami). CAG PIG, Warszawa.

MYCIELSKA-DOWGIA££O E. & WORONKO B. 1998 – Analiza obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziaren kwarcu frakcji piaszczy-stej i jej wartoœæ interpretacyjna. Prz. Geol., 46: 1275–1281. PALUSZKIEWICZ R. 2004 – Warunki sedymentacji osadów rytmicz-nie warstwowanych w zastoisku z³ocierytmicz-nieckim na Pojezierzu Draw-skim. Wyd. Poznañskie TPN, s. 101.

POCHOCKA-SZWARC K. 2003 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1: 50 000. Ark. Banie Mazurskie i Ma¿ucie. CAG PIG, Warszawa.

POCHOCKA-SZWARC K. 2005 – Zagadka zaniku jeziora skaliskiego w Krainie Wielkich Jezior Mazurskich. Przegl. Geol., 53: 873–878. POCHOCKA-SZWARC K. 2009 – Rekonstrukcja deglacjacji pó³noc-nej czêœci Krainy Wielkich Jezior Mazurskich u schy³ku ostatniego zlo-dowacenia z wykorzystaniem wybranych metod teledetekcyjnych. Praca doktorska. Rêkopis. CAG PIG, Warszawa.

POCHOCKA-SZWARC K. & LISICKI S. 2001 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1 : 50 000. Ark. Budry. CAG PIG, Warszawa. POCHOCKA-SZWARC K. & LISICKI S. 2004 – Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000. Ark. Budry. CAG PIG, Warszawa.

POCHOCKA-SZWARC K. & PI¥TKOWSKA A. 2006 – Wstêpna interpretacja morfolineamentów z pó³nocnej czêœci Pojezierza Mazur-skiego. Mat. XIII Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Maróz, 125–126.

POCHOCKA-SZWARC K., STACHOWICZ-RYBKA R., OBIDO-WICZ A., KO£ACZEK P. & KARPIÑSKA M. 2008 – Wstêpne wyniki badañ sedymentologicznych i paleobotanicznych osadów kopalnego zbiornika jeziornego okolic Wêgorzewa [W:] Wacnik A. & Madeyska E. (red.) Polska pó³nocno – wschodnia w holocenie. Cz³owiek i jego œrodowisko. Botanical Guidebooks, Kraków 30: 133–146.

POCHOCKA-SZWARC K. & KRAWCZYK M. 2009 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000. Ark. Barciany (z objaœnieniami). CAG PIG, Warszawa.

SZUMAÑSKI A. 2001– Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000. Ark. Gi¿ycko (z objaœnieniami). CAG PIG, Warszawa.

WORONKO B. 2007 – Orzeczenie dotycz¹ce badañ sedymentologicz-nych osadów z Niecki Skaliskiej. Grant PO4D 024 29 (materia³y niepublikowane).

ZIELIÑSKI T. 1992 – Moreny czo³owe Polski pó³nocno-wschodniej – osady, warunki sedymentacji. Wyd. Uniw. Œl., Katowice.

ZIELIÑSKI T. & BRODZIKOWSKI K. 1992 – Cechy przyk³adowych sekwencji osadów glacilimnicznego œrodowiska przyujœciowego (z obszaru Rowu Kleszczowa). Materia³y letniej szko³y sedymentologicz-nej. Murzynowo, 143–159.

Praca wp³ynê³a do redakcji 10.02.2010 r. Po recencji akceptowano do druku 24.03.2010 r.