prezentowania analizowanych zjawisk w zale¿noœci od potrzeb odbiorcy. Wspó³czesne techniki cyfrowe wypieraj¹ wykona-ne w tradycyjny sposób mapy, plany sytuacyjno-wysokoœcio-we, profile i przekroje — tzw. materia³y analogowe na rzecz zbiorów cyfrowych. Za tak¹ tendencj¹ przemawia:
szybki dostêp do zgromadzonych materia³ów,
uaktualnianie danych na bie¿¹co,
dok³adnoœæ i szczegó³owoœæ wprowadzonych danych,
interaktywne dostosowanie treœci,
obni¿enie kosztów publikacji map.
Prezentowana baza z³ó¿ wraz z map¹ cyfrow¹ woje-wództwa ma³opolskiego stanowi wa¿ne narzêdzie pomocne przy podejmowaniu decyzji administracyjnych i gospodar-czych zwi¹zanych z gospodark¹ surowcow¹ i planowaniem przestrzennym, w tym w szczególnoœci w trakcie postêpo-wañ koncesyjnych. Istnieje mo¿liwoœæ rozszerzenia bazy o elementy zwi¹zane z uwarunkowaniami sozologicznymi oraz jej po³¹czenie z danymi katastralnymi.
Wiarygodnoœæ danych bêdzie zapewniana poprzez aktualizacjê i weryfikacjê zgromadzonych informacji. Ca³oœæ operacji mo¿e byæ wykonywana za poœrednictwem Internetu i stacji bazowych umieszczonych w delegatu-rach, do których bêd¹ wp³ywa³y informacjê z oœrodków powiatowych i gminnych.
Docelowo baza planowana jest jako aplikacja w syste-mie informatycznym Ma³opolskiego Urzêdu Wojewódz-kiego (MUW) w uk³adzie dostêpu trójpoziomowego: pe³nego, ograniczonego i przegl¹dowego. Dostêp pe³ny bêdzie mia³ administrator dokonuj¹cy zmian i wprowa-dzaj¹cy nowe dane, a z dostêpu ograniczonego skorzystaj¹ stanowiska prowadz¹ce sprawy geologii w MUW, które bêd¹ wykorzystywaæ system jako aktywne narzêdzie pra-cy, poprzez zadawanie pytañ i generowanie obrazów w oparciu o operacje logiczne na zbiorach bazy. Dostêp przegl¹dowy (nieaktywny) bêdzie realizowany poprzez umieszczenie zmodyfikowanych obrazów (tabele, mapy) jako plansz w portalu Ma³opolskiego Urzêdu Wojewódz-kiego na stronach tematycznych dotycz¹cych geologii.
Literatura
Komputerowy atlas województwa Ma³opolskiego, 2003 — Urz¹d Marsza³kowski Województwa Ma³opolskiego Departament Œrodowiska i Rozwoju Wsi, Wojewódzki oœrodek Dokumentacji Geodezyjnej i Kartograficznej, Kraków.
System Gospodarki i Ochrony Bogactw Mineralnych „MIDAS”, 2003 — Pañstwowy Instytut Geologiczny.
Wp³yw œrodkowoplejstoceñskich struktur glacitektonicznych i rynien
subglacjalnych na rzeŸbê w pó³nocnej czêœci Pojezierza Lubuskiego
(zachodnia Polska)
Jaros³aw Winnicki*
The influence of the Middle Pleistocene glacitectonic structures and subglacial valleys on the relief of the northern part of Lubusz Lake District (western Poland). Prz. Geol., 52: 1144–1150.
S u m m a r y . The northern part of Lubusz Lakeland is the area of a various relief, where are clearly marked morphological by varied Oœno-Sulechów Hills and a flat Torzym Plain, situated farther south. Both units are cut by deep valleys used by rivers and lakes. The relief generally arose at the end of South-Polish Glaciations. In the first stage, push moraines (Oœno-Sulechów Hills) formed of folded Paleogene and Neogene and Quaternary sediments. The extent of the vertical Cenozoic sediment movements presumably exceeds 250 m. On the Torzym Plain, there were much less disturbed Paleogene and Neogene sediments in the form of a big beaming folding structures. In spite of the lack of Paleogene and Neogene convincing evidence, it’s not possible to reject tectonic movements during formation Oœno-Sulechów Hills and Torzym Plain. The younger glaciations modified earlier elements of this relief to a small extent.
During the next stage of the South-Polish Glaciations (Sanian) very deep subglacial valleys were eroded, which probably were connected with the drainage system of central and northern Germany. The valleys cut out the subglacial zone of Oœno-Sulechów Hills and Torzym Plain to the depth of over 160 m b.s.l. Those valleys still existed during the next glaciations and interglacials, as indicated by fluvial and lacustrine sediments of Mazovian Interglacial age, as well as valley sandurs of Pliszka and Ilanka rivers originated during the Weichselian. Key words: glaciotectonic, pushed moraine, subglacial valley, South-Polish Glaciations (Elsterian), Mazovian Interglacial (Holsteinian), Western Poland
W niniejszym opracowaniu zosta³a przedstawiona geneza i wiek zaburzeñ glacitektonicznych oraz g³êbokie doliny subglacjalne w pó³nocnej czêœci Pojezierza Lubu-skiego, na obszarze po³o¿onym miêdzy Oœnem Lubuskim na zachodzie, a Sieniaw¹ na wschodzie. W sk³ad tego makroregionu wchodz¹ mezoregiony Pojezierza £agow-skiego i Równiny Torzymskiej, s¹siaduj¹ce od pó³nocy z Kotlin¹ Gorzowsk¹.
Obserwacje geologiczne zosta³y zebrane podczas prac kartograficznych prowadzonych na arkuszu Sulêcin
Szcze-gó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50 000
(Win-nicki, 2004) oraz na s¹siednich arkuszach Rzepin (Urbañski, 2004) i Krzeszyce (Multan, 2004). Bardzo wa¿ne by³y równie¿ nowe dane wiertnicze z opracowañ dokumentuj¹cych z³o¿a wêgla brunatnego w tym rejonie.
Z analizy zebranych materia³ów geologicznych wynika, ¿e powstanie najwa¿niejszych jednostek morfologicznych na omawianym obszarze jest zwi¹zane z dzia³alnoœci¹ l¹dolo-dów zlodowaceñ po³udniowopolskich. Powsta³y wtedy Wzgórza Osieñsko-Sulechowskie wchodz¹ce w sk³ad Poje-zierza £agowskiego, zrêby dzisiejszej Równiny Torzymskiej, *Przedsiêbiorstwo Geologiczne PROXIMA we Wroc³awiu S.A.,
a tak¿e g³êbokie rynny subglacjalne. Wszystkie te elementy wyraŸnie zaznaczaj¹ siê we wspó³czesnej rzeŸbie pó³nocnej czêœci Pojezierza Lubuskiego.
Charakterystyka geomorfologiczno-geologiczna obszaru badañ
Wzgórza Osieñsko-Sulechowskie, bêd¹ce
spiêtrzo-nymi morenami czo³owymi, ci¹gn¹ siê wzd³u¿ po³udnio-wej krawêdzi doliny Warty. Na zachodnim odcinku, miêdzy Oœnem Lubuskim a Sulêcinem, maj¹ one przebieg równole¿nikowy, a dalej w kierunku Sieniawy zmieniaj¹ orientacjê na NW–SE (ryc. 1). Ich szerokoœæ lokalnie prze-kracza 10 km. Wzgórza Osieñsko-Sulechowskie na ca³ej swojej d³ugoœci tworz¹ w miarê jednolit¹ i zwart¹ strefê, sk³adaj¹c¹ siê z pod³u¿nych wa³ów, których wierzcho³ki wznosz¹ siê niekiedy na wysokoœæ ponad 200 m n.p.m. Najwy¿szym wzniesieniem jest po³o¿ona na pó³noc od £agowa Lubuskiego Góra Bukowiec maj¹ca wysokoœæ 227 m n.p.m. Deniwelacje terenu s¹ znaczne i przekraczaj¹ 200 m (w rejonie Gorzowa Wielkopolskiego holoceñskie tarasy Warty le¿¹ na wysokoœci ok. 15 m n.p.m.)
Obszar Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich, ze wzglêdu na obecnoœæ p³ytko zalegaj¹cego wêgla brunatnego, by³ obiektem zainteresowania wielu badaczy. W okresie przed-wojennym genez¹ i rodzajem zaburzeñ zajmowa³ siê m.in. Brinkman (1907), Schulz (1929), Henninger (1939) — zwolennicy glacitektoniki oraz Dammer (1937) i Keilhack (1920) — zwolennicy tektoniki wg³êbnej. Po wojnie pro-blematyk¹ t¹ zajmowa³ siê m.in. Ciuk (1955), Krygowski (1962a, b), ¯ynda (1967). Najpe³niejsz¹ charakterystykê strefy zaburzeñ z rejonu Sieniawy przedstawili Dyjor i
Pruc (1978). W niniejszym opracowaniu przedstawiono nieznane dot¹d obserwa-cje z otworów wiertniczych (Wilkoñska, 1992) wykonanych w rejonie na pó³noc od Sieniawy.
Wzgórza Osieñsko-Sulechowskie s¹ zbudowane z zaburzonych glacitekto-nicznie osadów kenozoicznych. Do
pale-ogenu i neogenu nale¿y kilka
ró¿nowiekowych serii skalnych le¿¹cych na marglach i wapieniach kredy górnej bloku Gorzowa. Najstarszymi s¹ war-stwy czempiñskie i mosiñskie górne z oligocenu dolnego zbudowane z mu³ków i mu³owców, i³ów i piasków, czêsto z domieszk¹ glaukonitu oraz konkrecjami sferosyderytowymi w stropie. Miocen dolny i œrodkowy jest reprezentowany
przez seriê utworów
piaszczy-sto-mu³kowatych formacji rawickiej i œcinawskiej. W stropie tego kompleksu zalega na ogó³ jeden (maksymalnie 5) pok³ad wêgla brunatnego z II ³u¿yckiej grupy pok³adów (Koœcielniak & Wanat,
1984). Profil osadów neogeñskich
koñczy œrodkowomioceñska seria pia-sków i mu³ków z cienkimi pok³adami wêgla brunatnego formacji paw³owickiej oraz i³y wêgliste i i³y ze sp¹gu formacji poznañskiej. Te ostatnie wydzielono jedynie w rejonie po³o¿onym na pó³noc od Sieniawy (Dyjor & Pruc, 1978). Czwartorzêd jest reprezentowany przez gliny zwa³owe, wodnolodowcowe piaski ze ¿wirem, rza-dziej przez utwory zastoiskowe i bruki morenowe, zacho-wane na ogó³ w synklinach struktur glacitektonicznych (ryc. 2). Osady rezydualne osi¹gaj¹ce mi¹¿szoœæ kilku metrów, sk³adaj¹ siê ze ¿wirów, otoczaków i g³azów.
Zasiêg wystêpowania intensywnych zaburzeñ pokrywa siê przewa¿nie z zasiêgiem Wzgórz Osieñsko-Sulechow-skich. Dominuj¹ ró¿nego typu struktury fa³dowe u³o¿one równolegle zarówno wzglêdem siebie, jak i do pó³nocnej i po³udniowej granicy wzniesieñ (ryc. 1). Wergencja struk-tur glacitektonicznych, podkreœlona czêsto ich obaleniem, wskazuje na naciski z pó³nocnego wschodu i pó³nocy. Udokumentowano ponad 35 takich struktur (siode³ w nomenklaturze górniczej). Lokalizacjê wiêkszoœci z nich przedstawiono na ryc. 1 wykorzystuj¹c dane z mapy per-spektyw wystêpowania z³ó¿ wêgla brunatnego w rejonie
Œwiebodzin–Boryszyn (Piwocki, 1985), obserwacje
w³asne autora oraz dokumentacje wêgla brunatnego (Ró¿ycki, 1984; ¯ygar, 1990; Wilkoñska, 1992).
Najwiêksz¹ komplikacjê budowy geologicznej Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich, obserwuje siê w ich œrodkowej czêœci miedzy Sieniaw¹ a Templewem (ryc. 1, 2). Struktury fa³dowe charakteryzuj¹ siê tutaj du¿¹ zmiennoœci¹ form geometrycznych obserwowan¹ wzd³u¿ ich biegu. Na krót-kich odcinkach fa³dy stoj¹ce zmieniaj¹ swoj¹ geometriê, przechodz¹c w struktury le¿¹ce i obalone, niekiedy prze-walone. Czêœæ z nich w partii osiowej jest rozerwana i nasuniêta na siebie. Wielkoœæ nasuniêæ poziomych prze-kracza 350 m (ryc. 2). W rejonie tym (siod³a VIII–XVI) czêstym zjawiskiem s¹ inwersje stratygraficzne, czego przyk³adem mog¹ byæ m.in. gliny zwa³owe zalegaj¹ce pod wêglem brunatnym na g³êbokoœciach do 213,5 m pod
3km 2 1 0 Gajec + 4,1 - 47,3 - 150,7 - 145,0 <- 9,0 - 91,5 - 21,2 + 9,0 + 14,2 - 111,7 C D E A Templewo Sieniawa £agów Lub. Trzemeszno Lub. SULÊCIN Lubniewice Smogóry Oœno Lub. Rzepin Torzym - 157,0 - 167,8 - 53,2 B Boczów - 121.5 <- 53,0 F T or z y m P l a in D o l i n a I l a nk i I l a n k a Va ll e y D olina P lis zki Pli szk a Va lle y Dolina Posto mi Po st o m ia V a ll ey + 9,0 <-53,0
granica strefy zaburzeñ glacitektonicznych Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich
limits of the glacitectonic zone of the Oœno-Sulechów Hills
struktury glacitektoniczne (siod³a wêglowe) znane i przypuszczalne
known and supposed glaciotectonic structures (brown coal anticline)
granice rynien subglacjalnych znane i przypuszczalne
known and hypothetical subglacial valleys
linia przekroju geologicznego
line of the geological cross-section
osie wspó³czesnych dolin rzecznych
axis of the current river valleys
wybrane otwory wiertnicze z rzêdn¹ stropu pod³o¿a czwartorzêdu
some boreholes and altitudes of a Quaternary bedrock
wybrane otwory wiertnicze zakoñczone w utworach czwartorzêdowych z rzêdn¹ dna otworu
some boreholes ended within a Quaternary sequence with altitude of a borehole bottom
W z g ó z
r
a
O s i
- S u l
e ñ s k o
e c
s k
i e
h o
w
R ó w n
i n
a
T
o
r
z
y
m
s
k
a
O œ n o - S u l e c h ó w H i l l sRyc. 1. Szkic wa¿niejszych struktur glacitektonicznych i rynien subglacjalnych w pó³nocnej czêœci Pojezierza Lubuskiego z elementami wspó³czesnego krajobrazu Fig. 1. The sketch of the most important glaciotectonic structures and subglacial val-leys in the northern part of the Lubusz Lake District with elements of the present landscape
powierzchni¹ terenu. W fa³dach stoj¹cych zarówno osady paleogenu i neogenu, jak i czwartorzêdowe, osi¹gaj¹ znaczne mi¹¿szoœci pozorne dochodz¹ce w przypadku pio-nowo postawionych wêgli brunatnych do 140 m, a glin zwa³owych do prawie 90 m.
W Kotlinie Gorzowskiej fragmentarycznie zachowany pok³ad wêgla brunatnego zalega na g³êb. ok. 70 m p.p.m.
(Multan, 2004). W zachodniej czêœci wzgórz, w rejonie Smogór, gdzie zaburzenia osadów kenozoicznych s¹ mniej intensywne, wêgiel brunatny w kopalniach „Oscar” i „Edu-ard” eksploatowano do wysokoœci ponad 150 m n.p.m. Na pó³noc od Sieniawy w wierceniach spotyka siê go na wyso-koœci ponad 170 m n.p.m., przy czym czêœæ struktur ma tutaj zniszczone partie przegubów antyklinalnych. Dane te
mu³ki zastoiskowe glaciolacustrine silts piaski sands gliny zwa³owe tills B B Œ? P Œ? B 0 50 100 150m M1+2 P B B wêgiel brunatny brown coal
powierzchnie nasuniêæ i odk³uæ
planes of overthrusts and decollements
piaski ze ¿wirem i otoczakami lodowcowymi
sands with gravels and boulders 180 160 140 120 100 80 60 40 20 0 - 20 - 40 - 60 - 80 m n.p.m. m a.s.l. XI
VIII IX X XI XII XII
P P
numer antykliny wêglowej (siod³a wêglowego)
anticline number (lignite anticline)
NNE SSW 180 160 140 120 100 80 60 40 20 0 - 20 - 40 - 60 - 80 m n.p.m. m a.s.l. M2 M1+2 M2 P M2 M1+2 M2 M1+2 M2 Ol1 M1+2
Ryc. 2. Przekrój geologiczny A-B przez strefê najwiêkszych zaburzeñ glacitektonicznych Wzgórz Osieñsko–Sulechowskich na
pó³noc od Sieniawy; Ol1— oligocen dolny (warstwy mosiñskie i czempiñskie); M1+2— miocen dolny i œrodkowy (formacja rawicka i
œcinawska), M2— miocen œrodkowy (formacja paw³owicka i poznañska), P — zlodowacenia po³udniowopolskie, Œ — zlodowacenia
œrodkowopolskie, B — zlodowacenie wis³y
Fig. 2. Geological section A-B through the zone of largest glaciotectonic disturbations of the Oœno–Sulechów Hills northwards of
Sie-niawa; Ol1— Lower Oligocene (Czempiñ and Mosina Beds), M1+2— Lower–Middle Miocene (Rawicz and Œcinawa Formations), M2
— Middle Miocene (Paw³owice and Poznañ Formations), P — South-Polish Glaciations, Œ — Middle-Polish Glaciations, B — Vistulian
0 750 1500m
margle i dolomity
marls and dolomites piaskisands
gliny zwa³owe
tills
wêgiel brunatny
brown coal
piaski ze ¿wirem
sands with gravel - 160 - 140 - 120 - 100 - 80 - 60 - 40 - 20 0 20 40 60 80 100 120 140 B W O - 160 - 140 - 120 - 100 - 80 - 60 - 40 - 20 0 20 40 60 80 100 120 140 M1+2 m n.p.m. m a.s.l. NE SW m n.p.m. m a.s.l. M2 Ol1 S Cr3 Cr3 B W O S M1+2 Ol1 M2
Ryc. 3. Przekrój geologiczny C-D przez pó³nocn¹ czêœæ Równiny Torzymskiej; Cr2— kreda górna, Ol1— oligocen dolny (warstwy
mosiñskie i czempiñskie), M1+2— miocen dolny i œrodkowy (formacja rawicka i œcinawska); M2– miocen œrodkowy (formacja
paw³owicka); S — zlodowacenie sanu 2; O — zlodowacenie odry, W — zlodowacenie warty; B — zlodowacenie wis³y
Fig. 3. Geological section C-D through the northern part of the Torzym Plain; Cr3— Upper Cretaceous, Ol1— Lower Oligocene
(Czempiñ and Mosina Beds), M1+2— Lower–Middle Miocene (Rawicz and Œcinawa Formations), M2– Middle Miocene (Paw³owice
wskazuj¹ na imponuj¹c¹ wielkoœæ przemieszczeñ piono-wych utworów kenozoicznych dochodz¹c¹ do 240 m, a byæ mo¿e przekraczaj¹c¹ 250 m.
Na wiêkszoœci obszaru Wzgórz Osieñsko-Sulechow-skich, na zaburzonych osadach kenozoicznych zalegaj¹ niezgodnie utwory glacjalne zlodowacenia wis³y. Na odcinku miedzy Oœnem Lubuskim na zachodzie a Trze-mesznem Lubuskim na wschodzie w kulminacjach struktur glacitektonicznych spotyka siê na ogó³ utwory piaszczy-sto-¿wirowe moren czo³owych, wyznaczaj¹cych zasiêg recesyjnej fazy poznañskiej. Na wschód od Trzemeszna Lubuskiego, na powierzchni terenu do wysokoœci 200 m n.p.m najczêœciej spotyka siê gliny zwa³owe. Z analizy przekrojów geologicznych wynika, ¿e lokalnie dyskor-dantnie na zaburzeniach zalega jeszcze jeden poziom morenowy, przypuszczalnie ze zlodowacenia warty (ryc. 2). Nie jest wykluczone, ¿e w tej pozycji wystêpuje jeszcze jeden poziom glacjalny ze starszych zlodowaceñ (odra?, san 2?), ale w tym przypadku znaczna komplikacja budo-wy wewnêtrznej nie pozwala na jednoznaczn¹ interpreta-cjê materia³ów archiwalnych. Osady z tych zlodowaceñ zachowa³y siê jedynie lokalnie w synklinalnych partiach struktur glacitektonicznych. Czêsto jedyn¹ pozosta³oœci¹ utworów plejstoceñskich s¹ g³azowiska lub pojedyncze g³azy narzutowe spoczywaj¹ce na zaburzonych utworach starszych.
Równina Torzymska. Na po³udnie od Wzgórz
Osie-ñsko-Sulechowskich rozci¹ga siê Równina Torzymska, której stosunkowo ma³o urozmaicona powierzchnia wzno-si wzno-siê do wysokoœci 150 m n.p.m. Od wschodu ogranicza j¹ dolina Pliszki, a od zachodu szeroka dolina (niecka) Ilanki (ryc. 1). Budowa geologiczna tego mezoregionu, zosta³a stosunkowo dobrze poznana dziêki wierceniom za wêglem brunatnym wykonanym w regularnej siatce co 3 km w pó³nocnej czêœci tego mezoregionu w pobli¿u kontaktu ze Wzgórzami Osieñsko-Sulechowskimi (Ró¿ycki, 1984). W niektórych miejscach siatka wierceñ zosta³a póŸniej zagêszczona do 1,5 km (¯ygar, 1990). Uzyskane materia³y dostarczy³y wiele nowych obserwacji dotycz¹cych litologii i tektoniki piêtra kenozoicznego.
Na obszarze Równiny Torzymskiej na utworach wype³niaj¹cych rynny subglacjalne oraz na pod³o¿u pod-kenozoicznym zalegaj¹ niezgodnie gliny zwa³owe, utwory wodnolodowcowe, rzadziej zastoiskowe, ze zlodowaceñ odry, warty i wis³y (Dobosz & Skawiñska-Dobosz, 2002) o mi¹¿szoœci do 100 m (ryc. 3). Do paleogenu nale¿¹ utwory warstw czempiñskich i mosiñskich górnych oligocenu dol-nego, a do neogenu osady formacji rawickiej i ³u¿yckiej miocenu dolnego i œrodkowego oraz œrodkowomioceñska formacja paw³owicka, rozciête w wielu miejscach g³êboki-mi dolinag³êboki-mi subglacjalnyg³êboki-mi przed³u¿aj¹cyg³êboki-mi siê z obszaru Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich.
Dane z otworów wiertniczych wskazuj¹ na znaczne zaanga¿owanie tektoniczne osadów neogeñskich, co najle-piej ilustruje po³o¿enie II pok³adu ³u¿yckiego wêgla bru-natnego (ryc. 3). Kilka wielkopromiennych struktur fa³dowych tu wystêpuj¹cych osi¹ga wysokoœæ ponad 100 m i amplitudê dochodz¹c¹ do kilku kilometrów. S¹ to na ogó³ fa³dy asymetryczne o stromszym skrzydle pó³nocno-wschodnim i pó³nocnym. Wystêpuj¹ one pojedynczo, maj¹ ograniczony zasiêg i s¹ oddzielone od siebie d³ugimi odcinkami w miarê p³asko zalegaj¹cych osadów, w tym pok³adu wêgla brunatnego. Pok³ad ten le¿y na ró¿nych wysokoœciach, czêsto w pobli¿u pod³o¿a
podkenozoiczne-go, co zaznacza siê znaczn¹ redukcj¹ mi¹¿szoœci osadów oligocenu dolnego (ryc. 3). Osie struktur glacitektonicz-nych maj¹ orientacjê zgodn¹ z przebiegiem struktur defor-macyjnych we Wzgórzach Osieñsko-Sulechowskich (ryc. 1). Nie obserwuje siê tutaj inwersji stratygraficznych, mimo ¿e ró¿nego rodzaju struktury deformacyjne (przewa-¿nie lustra tektoniczne) obserwowano w pobli¿u kontaktu osadów kenozoicznych z pod³o¿em kredowym. Wydaje siê prawdopodobne, ¿e stopieñ zaburzeñ osadów kenozoicz-nych na obszarze Równiny Torzymskiej mo¿e byæ znacz-nie wiêkszy ni¿ to wynika z danych uzyskanych z otworów wykonanych w niezbyt gêstej siatce.
Rynny subglacjalne s¹ obni¿eniami wyraŸnie zazna -czaj¹cymi siê zarówno w morfologii powierzchni pod-czwartorzêdowej, jak i we wspó³czesnym krajobrazie (ryc. 1). Formy te w tej czêœci Polski zachodniej nie by³y wcze-œniej opisywane. Wydzielone je na podstawie danych z otworów wiertniczych, przy czym czêœæ z nich w pó³noc-nej czêœci Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich nie osi¹gnê³a pod³o¿a czwartorzêdu.
Rynny subglacjalne bior¹ swój pocz¹tek w rejonie pó³nocnego sk³onu Pojezierza Lubuskiego. Rozcinaj¹ one pod k¹tem prostym strefê zaburzeñ glacitektonicznych Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich tworz¹c radialny system obni¿eñ (ryc. 1). Na wschód od Rzepina rynny subglacjal-ne (otwór 92/100) rozcinaj¹ wysoczyznê subglacjal-neogeñsk¹ do g³êbokoœci 167,8 m p.p.m., siêgaj¹c w kilku miejscach do pod³o¿a kredowego (ryc. 4). Ku po³udniowi g³êbokoœæ rynien sublacjalnych wzrasta, przy czym w ich profilu pod³u¿nym zaznaczaj¹ siê lokalne przeg³êbienia. Na
B W M1+2 M2 Ol1 Cr3 S O O M M2 M1+2 Ol1 - 160 - 140 - 120 - 100 - 80 - 60 - 40 - 20 0 20 40 60 80 m n.p.m. m a.s.l. m n.p.m. m a.s.l. NE SW - 160 - 140 - 120 - 100 - 80 - 60 - 40 - 20 0 20 40 60 80 margle i dolomity
marls and dolomites
piaski sands wêgiel brunatny brown coal 0 750 1500m Tr Boczów gliny zwa³owe tills mu³ki rzeczno-jeziorne fluviolacustrine silts
mu³ki i i³y zastoiskowe
glaciolacustrine silts and clays
Tr porwaki osadówtrzeciorzêdowych
Tertiary detached rocks
stanowisko py³kowe
pollen site
fauna miêczaków
malacofauna site Ryc. 4. Przekrój geologiczny E-F przez rynnê subglacjaln¹ w
rejonie Boczowa; Cr2 — kreda górna, Ol1— oligocen dolny
(warstwy mosiñskie & czempiñskie), M1+2– miocen dolny i
œrod-kowy (formacja rawicka & œcinawska); M2— miocen œrodkowy
(formacja paw³owicka); S — zlodowacenie sanu; M — intergla-cja³ mazowiecki, O — zlodowacenie odry, W — zlodowacenie warty; B — zlodowacenie wis³y
Fig. 4. Geological section E-F through a subglacial valley in the
Boczów vicinity; Cr2— Upper Cretaceous, Ol1— Lower
Oligo-cene (Czempiñ & Mosina Beds), M1+2— Lower–Middle
Mioce-ne (Rawicz & Œcinawa Formations), M2 — Middle Miocene
(Paw³owice Formation), S — Sanian, M — Mazovian Intergla-cial, O — Odranian, W — Wartanian, B — Vistulian
obszarze Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich szerokoœæ rynien dochodzi do 1 km (ryc. 1), podczas gdy na terenie Równiny Torzymskiej maj¹ one niekiedy szerokoœæ prze-kraczaj¹c¹ 3 km. Nawi¹zuj¹c do klasyfikacji Kupetza i in. (1989), przyjêt¹ dla podobnych form z obszaru £u¿yc,
zali-czyæ je mo¿na do megarynien. Rynny subglacjalne s¹
wype³nione osadami osi¹gaj¹cymi w najg³êbszych miej-scach mi¹¿szoœæ ponad 160 m. Strop ich le¿y na wysoko-œciach 0–20 m n.p.m. bêd¹c na ca³ym omawianym obszarze wa¿nym poziomem korelacyjnym.
Zjawiskiem typowym dla tego typu form jest, zazna-czaj¹ca siê na krótkich nieraz odcinkach, du¿a zmiennoœæ litologii (ryc. 3, 4). Dominuj¹ gliny zwa³owe wystêpuj¹ce b¹dŸ w postaci grubych kompleksów (ponad 100 m), b¹dŸ jako cienkie przerosty w obrêbie zaglinionych utworów piaszczystych. Niekiedy wyœcielaj¹ one tak¿e dna rynien i ich zbocza. W pobli¿u krawêdzi dolin s¹ spotykane kry osadów neogeñskich. Utwory glacilimniczne, na ogó³ mu³ki i i³y, wystêpuj¹ przewa¿nie w pobli¿u stropu kom-pleksu osadowego.
W kilku miejscach na osadach rynien subglacjalnych spotyka siê utwory rzeczne i jeziorne z interglacja³u mazo-wieckiego (ryc. 4). W Boczowie wiek utworów jeziornych nawierconych na rzêdnej 21 m n.p.m. ustalono na podsta-wie wyników analiz sporowo-py³kowych i malakofauny, z przewodni¹ form¹ Paludina diluviana Kunth (Janczyk-Ko-pikowa & Skompski, 1977; Skompski, 1980, 1982). Drugie stanowisko interglacjalne znalezione zosta³o w Gajcu, kilka kilometrów na zachód od Boczowa. W otworze kartogra-ficznym Rze-1, wykonanym na arkuszu Rzepin
Szcze-gó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50 000, na
g³êb.14,5 m n.p.m., opisano seriê osadów jeziornych le¿¹c¹ w stropie utworów rzecznych (Urbañski, 2004). Na podsta-wie badañ palinologicznych zaliczono j¹ równie¿ do intergla-cja³u mazowieckiego (Urbañski & Winter, 2003). Ko³o Rzepina na podobnych wysokoœciach znaleziono w dwóch innych otworach wiertniczych nagromadzenia licznych frag-mentów skorupek miêczaków (ryc. 4).
W obrêbie rynien na utworach subglacjalnych i z inter-glacja³u mazowieckiego zalegaj¹ osady zaliczone do trzech kolejnych zlodowaceñ odry, warty i wis³y (Winnic-ki, 2004; Urbañs(Winnic-ki, 2004).
Geneza i wiek g³ównych struktur geologicznych
Wzgórza Osieñsko-Sulechowskie, le¿¹ce na granicy Pojezierza Lubuskiego z Kotlin¹ Gorzowsk¹, s¹ potê¿nym kompleksem moren spiêtrzonych zbudowanych z zaburzo-nych glacitektonicznie osadów kenozoiczzaburzo-nych. Zdaniem wiêkszoœci badaczy deformacje tych osadów powsta³y podczas zlodowaceñ po³udniowopolskich, przy czym kolejne nasuniêcia l¹dolodów przyczynia³y siê jedynie do dalszej komplikacji budowy geologicznej (m.in. ¯ynda, 1967; Dyjor & Pruc, 1978). Jednoczeœnie zwracano uwagê na niewielk¹ rolê l¹dolodu wis³y w powstaniu Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich.
Z analizy zebranych materia³ów wynika, ¿e jednostka ta powsta³a w wyniku dynamicznego oddzia³ywania l¹dolodu na krawêdŸ kopalnej doliny Warty (Noteci — wg Dyjora & Pruc, 1978, depresji Warty — wg Koz³owskiej, 1982). Powsta³o wtedy kilkadziesi¹t struktur, g³ównie fa³dowych, a zaburzenia siêgnê³y utworów oligocenu (ryc. 2). Strukturom o wergencji po³udniowej lub po³udnio-wo-zachodniej towarzysz¹ liczne powierzchnie nasuniêæ i z³uskowañ. G³ówna generacja deformacji
glacitektonicz-nych powsta³a w koñcowym etapie zlodowaceñ po³udnio-wopolskich, najprawdopodobniej podczas zlodowacenia sanu 2. Œwiadcz¹ o tym rezultaty badañ petrograficznych glin zwa³owych bior¹cych udzia³ w zaburzeniach, jak
rów-nie¿ analizy laboratoryjne osadów morenowych
wype³niaj¹cych rynny subglacjalne, które rozcinaj¹ strefê zaburzeñ. Zasadnicze znaczenie w ustaleniu wieku g³ównych elementów strukturalnych w pó³nocnej czêœci Pojezierza Lubuskiego maj¹ udokumentowane palinolo-gicznie i faunistycznie w Boczowie i Gajcu osady jeziorne
interglacja³u mazowieckiego, le¿¹ce na materiale
wype³niaj¹cym rynny sublacjalne.
Badania mineralogiczno-petrograficzne glin
zwa³owych, bior¹cych w okolicach Lubniewic udzia³ w zaburzeniach, wykaza³a znaczn¹ przewagê ska³ krystalicz-nych (41%) nad wapieniami paleozoicznymi (27%) oraz brak dolomitów (Dobosz & Skawiñska-Dobosz, 2002). W materiale lokalnym najliczniejsze by³y krzemienie, jasne wapienie, kwarce i piaskowce. Wapnistoœæ osadu nie prze-kracza³a 5,4%. Wspó³czynniki petrograficzne tych glin: O/K=0,78, K/W=1,58 i A/B=0,60 odpowiadaj¹ litotypowi Groñsko korelowanemu ze zlodowaceniem nidy (Czer-wonka & Krzyszkowski, 1994). Zaanga¿owane tektonicz-nie warstwy bruków morenowych s¹ przypuszczaltektonicz-nie pozosta³oœci¹ osadów morenowych z tego okresu choæ nie jest wykluczone, ¿e mog¹ to byæ równie¿ rezydua jeszcze starszych poziomów glacjalnych. Koz³owska (1982) na s¹siaduj¹cym od pó³nocy obszarze Kotliny Gorzowskiej i Pojezierza Myœliborskiego wydzieli³a gliny zwa³owe 2 sta-dia³ów zlodowacenia najstarszego (narwi). Istnieje rów-nie¿ mo¿liwoœæ udzia³u w zaburzeniach glin zwa³owych ze zlodowacenia sanu 1 w przypadku powstania deformacji glacitektonicznych w zlodowaceniu sanu 2. Z tak¹ sytuacj¹ mamy do czynienia w Polsce po³udniowo-zachodniej na terenie Wzgórz Ostrzeszowskich, wchodz¹cych w sk³ad Wa³u Trzebnickiego (Winnicki, 2002). Problem wieku osa-dów morenowych mo¿e rozstrzygn¹æ wiêksza iloœæ analiz petrograficznych.
Na po³o¿onym nieco bardziej na pó³noc obszarze Kotliny Gorzowskiej, Koz³owska (1982) wydzieli³a w osa-dach kenozoicznych 6 generacji zaburzeñ glacitektonicz-nych powsta³ych w okresie od zlodowacenia narwi po zlodowacenie wis³y. Zaburzenia te, bêd¹ce statycznymi deformacjami obci¹¿eniowymi, zaznaczaj¹ siê tam zarów-no w obrêbie obni¿eñ egzaracyjnych, jak i w strefach wzniesieñ terenowych. Taka interpretacja opieraj¹ca siê na stosukowo nielicznych wierceniach, które w wiêkszoœci nie osi¹gnê³y sp¹gu osadów czwartorzêdowych, ró¿ni siê zasadniczo od przedstawionego wy¿ej obrazu budowy geologicznej Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich. Analiza materia³ów archiwalnych z rejonu Sieniawy i Smogór, g³ównie przekrojów geologicznych wykonanych w ramach dokumentacji wêglowych na podstawie ponad 1000 otwo-rów wiertniczych, wskazuje na niewielki udzia³ l¹dolodów œrodkowopolskich i Wis³y w ostatecznym ukszta³towaniu Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich. Deformacje, w których udzia³ bior¹ osady paleogenu i neogenu oraz czwartorzêdu siêgaj¹ prawdopodobnie starszego pod³o¿a kredowego, a dynamiczny typ zaburzeñ podkreœla wergencja struktur glacitektonicznych, obecnoœæ nasuniêæ itp. Poza tym na ca³ej d³ugoœci tej strefy powszechnie jest obserwowana zgodnoœæ osi struktur fa³dowych z osi¹ morfologiczn¹ i granicami wzniesieñ, a tak¿e du¿a jej zwartoœæ i jednorod-noœæ. Wskazuje to na jeden g³ówny etap powstawania tych zaburzeñ. Podczas póŸniejszych zlodowaceñ zaznaczy³a
siê przede wszystkim egzaracyjna dzia³alnoœæ l¹dolodów, przejawiaj¹ca siê zniszczeniem w najbardziej eksponowa-nych miejscach przegubowych partii powsta³ych wczeœniej fa³dów (ryc. 2) oraz usuwaniem pokryw lodowcowych le¿¹cych niezgodnie na zdeformowanych osadach. Innymi przejawami tej dzia³alnoœci mog¹ byæ obserwowane lokal-nie lokal-niewielkie reorientacje i undulacje osi fa³dów, zmiana geometrii struktur glacitektonicznych, w tym ich obalenie i przewalenie. M³odszych generacji struktur glacitektonicz-nych mo¿na siê spodziewaæ w proksymalnej czêœci Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich, w rejonie s³abo do tej pory rozpoznanym wierceniami.
Równina Torzymska jest zbudowana z p³asko zale-gaj¹cych serii osadów czwartorzêdowych spoczywaj¹cych na zaburzonych w strefie kontaktu ze Wzgórzami Osie-ñsko-Sulechowskimi utworach neogenu. Podczas zlodo-waceñ po³udniowopolskich wysoczyzna neogeñska by³a mas¹ oporow¹, w której kumulowa³y siê naciski id¹ce z pó³nocy i pó³nocnego-wschodu. W efekcie powsta³a seria rozleg³ych struktur fa³dowych, których osie u³o¿one s¹ równolegle do przebiegu struktur glacitektonicznych we Wzgórzach Osieñsko-Sulechowskich (ryc. 1, 3).
Przy omawianiu genezy zaburzeñ glacitektonicznych, zagadnieniem otwartym pozostaje rola tektoniki wg³êbnej w powstaniu deformacji osadów kenozoicznych w pó³noc-nej czêœci Pojezierza Lubuskiego. W kilkudziesiêciu otwo-rach pod³o¿e kredowe le¿a³o mniej wiêcej na tej samej wysokoœci, œrednio oko³o 160 m p.p.m. (ryc. 3, 4,). Na obszarze Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich wiêkszoœæ g³êbokich wierceñ by³a zlokalizowana w rejonie Sulêcina (ropa naftowa i gaz ziemny) oraz Sieniawy i Smogór (wêgiel brunatny) i tylko w jednym przypadku pod³o¿e kredowe wznosi³o siê 40 m ponad powierzchniê bloku Gorzowa. Podobnie na terenie Równiny Torzymskiej jedynie w jed-nym otworze pod³o¿e podkenozoiczne le¿a³o wy¿ej ok. 50 m ani¿eli teren s¹siedni. Widoczny by³ tutaj wyraŸny wp³yw tego wyniesienia (zrêbu?) na uk³ad warstw paleogenu i neo-genu, znacznie podniesionych. Na obszarze Wzgórz Osie-ñsko-Sulechowskich g³êbokie otwory siêgaj¹ce starszego pod³o¿a s¹ rozmieszczone chaotycznie i byæ mo¿e dopiero prace geofizyczne rozwi¹¿¹ problem roli tektoniki dysjunk-tywnej w procesie formowania tych wzgórz.
Czwartorzêdowa tektonika blokowa bardzo wyraŸnie zaznaczy³a siê w Polsce po³udniowo-zachodniej na obsza-rze Wzgórz Ostobsza-rzeszowskich wchodz¹cych w sk³ad wschodniego odcinka Wa³u Trzebnickiego. Wzgórza te, o podobnej budowie wewnêtrznej (zaburzone utwory pale-ogenu i nepale-ogenu oraz czwartorzêdowe z poziomem bruku morenowego), powsta³y podczas zlodowacenia sanu 2 (Markiewicz & Winnicki, 1997; Winnicki, 2002), a tekto-nikê blokow¹ powi¹zano z ruchami fazy mazowieckiej z obszaru Ni¿u Polskiego (Baraniecka, 1975).
Wa¿nym elementem wspó³czesnej rzeŸby pó³nocnej czêœci Pojezierza Lubuskiego s¹ g³êbokie doliny le¿¹ce w wiêkszoœci w obrêbie rynien subglacjalnych powsta³ych w schy³kowym okresie zlodowaceñ po³udniowopolskich. Rynny te rozcinaj¹ osady kenozoiczne zarówno w strefie moren czo³owych Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich, jak i Równiny Torzymskiej po³o¿onej na ich po³udniowym przedpolu, siêgaj¹c w kilku miejscach do pod³o¿a kredo-wego (ryc. 4). Formy te maj¹ identyczne cechy jak obni¿e-nia o podobnej genezie opisane na obszarze £u¿yc (Kupetz i in., 1989; Alexovsky, 1996). Przede wszystkim zaznacza siê wyraŸny zwi¹zek rynien, ze strefami intensywnych zaburzeñ glacitektonicznych wystêpuj¹cych na ich
zaple-czu. Odnosi siê to tak¿e do rodzaju osadów je wype³niaj¹cych i prawid³owoœci w ich zaleganiu.
Litologia, w której zaznacza siê przewaga materia³u morenowego z porwakami osadów neogeñskich, przema-wia za egzaracyjn¹ dzia³alnoœci¹ l¹dolodu. W sporadycz-nych przypadkach, gdzie nawiercano jedynie utwory piaszczysto-¿wirowe, geneza tych obni¿eñ jest zwi¹zana prawdopodobnie z eworsyjn¹ dzia³alnoœci¹ wód subglacjal-nych. Podobne obserwacje pochodz¹ z obszaru s¹siednich £u¿yc (Alexovsky, 1996).
Badania laboratoryjne osadów morenowych
wype³niaj¹cych rynny zosta³y wykonane w otworach kar-tograficznych Rze-1 i Rze-3 na terenie arkusza Rzepin
Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50 000
(Urbañski, 2004). Gliny zwa³owe charakteryzowa³y siê
jednolitym sk³adem petrograficznym, zarówno w
mi¹¿szych kompleksach morenowych, jak i przerostach. Wskazuj¹ na to nastêpuj¹ce wskaŸniki petrograficzne: O/K=0,63–0,71, K/W=2,0–2,14 oraz A/B=0,39–0,45, przy czym zawartoœæ dolomitów pó³nocnych waha³a siê w grani-cach 0,1–0,5%, piaskowców pó³nocnych 5,8–9,4 %, kwar-ców pó³nocnych 4,0–5,8 % i ska³ lokalnych 23,2–23,6 %. Krzyszkowski i Czerwonka (1994) gliny zwa³owe o podob-nych wskaŸnikach z okolic Szczecina wi¹¿¹ ze œrodkowym stadia³em zlodowaceñ po³udniowopolskich (san 1).
Na obszarze Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich rynny subglacjalne uk³adaj¹ siê w radialny system obni¿eñ prze-wa¿nie o orientacji po³udnikowej. Na terenie Równiny Torzymskiej zmieniaj¹ one swój przebieg na NE–SW (ryc. 1). Z analizy mapy powierzchni podczwartorzêdowej, zestawionej dla depresji Ba³tyku (Ludwig, 2001a) wynika, ¿e rynny Pojezierza Lubuskiego ³¹cz¹ siê przypuszczalnie z podobnie zorientowanym systemem kopalnych dolin z obszaru pó³nocnych i œrodkowych Niemiec. Na uk³ad tych obni¿eñ decyduj¹cy wp³yw mia³y wczeœniejsze za³o¿enia tektoniczne, a dzia³alnoœæ l¹dolodów ogranicza³a siê do ich konserwacji lub niewielkiej modyfikacji (Stackebrandt i in., 2001). Podobnie, jak na obszarze £u¿yc (Kupetz i in., 1989) w rynnach Pojezierza Lubuskiego wystêpuj¹ rów-nie¿ utwory rzeczno-jeziorne z interglacja³u mazowieckie-go (holsztyñskiemazowieckie-go). Na s¹siednim terenie Niemiec strop osadów interglacjalnych le¿y ko³o Eberswalde na pozio-mie morza, a bardziej na po³udnie w rejonie na zachód od Gubina do 30 m n.p.m. (Ludwig, 2001b).
Podczas zlodowacenia wis³y, w obrêbie dolin subgla-cjalnych ze schy³ku zlodowaceñ po³udniowopolskich, powsta³y sandry dolinne Pliszki i Ilanki usypane przez wody roztopowe wyp³ywaj¹ce z l¹dolodu stagnuj¹cego na linii Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich. Na omawianym obszarze ¯ynda (1967) w obrêbie starszych obni¿eñ wyró¿ni³ wiele rynien glacjalnych, m.in. rynnê gronowsko-rzepiñsko-to-rzymsk¹, smogórsk¹, sulêciñsk¹, lubniewicko-wêdrzyñsk¹, jezior Malcz i Ostrowicko, ³agowsk¹, torzymsko-kosobudzk¹ i grabowsko-golesznick¹, przypisuj¹c ich genez¹ okresowi najm³odszego zlodowacenia.
Podsumowanie
Procesy geologiczne z koñcowych etapów zlodowaceñ po³udniowopolskich na obszarze Polski zachodniej i po³udniowo-zachodniej odegra³y znaczn¹ rolê w formowa-niu wspó³czesnego krajobrazu. Powsta³ wtedy maj¹cy d³ugoœæ ponad 200 km Wa³ Trzebnicki, a bardziej na pó³noc, na granicy Pojezierza Lubuskiego i Kotliny Gorzowskiej — strefa spiêtrzonych moren czo³owych
Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich, z kulminacjami wznosz¹cymi siê obecnie na wysokoœæ ponad 200 m n.p.m. Osady paleogeñske i neogeñskie oraz czwartorzêdowe zosta³y tutaj sfa³dowane w szereg równoleg³ych struktur. Wielkoœæ przemieszczeñ pionowych osadów kenozoicz-nych przekracza prawdopodobnie 250 m. Na zaburzokenozoicz-nych utworach kenozoicznych, na ogó³ w kulminacjach struktur
glacitektonicznych, wystêpuj¹ akumulacyjne moreny
czo³owe wyznaczaj¹ce w zlodowaceniu wis³y zasiêg rece-syjnej fazy poznañskiej. Utwory ze zlodowaceñ œrodkowo-polskich zachowa³y siê fragmentarycznie.
Na obszarze Równiny Torzymskiej, w wyniku inten-sywnych procesów glacitektonicznych, zachodz¹cych w obrêbie dzisiejszych Wzgórz Osieñsko-Sulechowskich dosz³o do znacznego, siêgaj¹cego pod³o¿a podkenozoiczne-go, zaburzenia osadów neogenu. W strefie kontaktowej powsta³o wtedy kilka fa³dów zorientowanych zgodnie ze strukturami we wzgórzach. Nie jest wykluczone, ¿e na oma-wianym obszarze w procesie powstawania deformacji
glaci-tektonicznych pewn¹ rolê odegra³y równie¿ ruchy
tektoniczne w obrêbie pod³o¿a podkenozoicznego.
We wspó³czesnej rzeŸbie terenu bardzo mocno zazna-czaj¹ siê g³êbokie doliny, wykorzystywane przez cieki i jeziora, których g³êbokoœæ przekracza nieraz 100 m. W wiêkszoœci przypadków doliny te le¿¹ w obrêbie rynien podlodowcowych powsta³ych w zlodowaceniu sanu 2, u schy³ku zlodowaceñ po³udniowopolskich. Rynny te roz-cinaj¹ strefê zaburzeñ glacitektonicznych Wzgórz Osie-ñsko-Sulechowskich oraz wysoczyznê neogeñsk¹ Równiny Torzymskiej na znaczn¹ g³êbokoœæ, siêgaj¹c kilkakrotnie do pod³o¿a kredowego. Obni¿enia te odgrywa³y du¿¹ rolê pod-czas kolejnych zlodowaceñ i interglacja³ów, o czym œwiadcz¹ m.in. osady rzeczne i jeziorne z interglacja³u mazowieckiego oraz rozleg³e sandry dolinne Pliszki i Ilanki z licznymi jeziorami powsta³e podczas zlodowacenia wis³y.
Literatura
ALEXOVSKY W. 1996 — Czwartorzêdowy system rynnowy na £u¿y-cach i jego geneza. Prz. Geol., 44: 1229–1231.
BARANIECKA M. D. 1975 — The dependences of the developement of Quaternary deposits upon the structure and dynamics of the basement in the central part of the Polish Lowlands. Biul. Inst. Geol., 288: 5–97. BRINKMAN W. 1907 — Die Braunkohlenformation in Nordosten der sûdlischen Neumark mit besonderer Berûcksichtigung der Frage nach der Entstehung der ihr auftrenden Stõrungen. Braunkohle, 6, (7, 8): 109–113, 125–132.
CIUK E. 1955 — O zjawiskach glacitektonicznych w utworach plejsto-ceñskich i trzeciorzêdowych na obszarze zachodniej i pó³nocnej Polski. Z badañ czwartorzêdu, 6: 107–132.
CZERWONKA J. A. & KRZYSZKOWSKI D. 1994 — Pleistocene stratigraphy and till petrography of the central Great Poland, western Poland. Folia Quater., 65: 7–71.
DAMMER B. 1937 — Das Subglazial und Toteisgebiet der Gegend von Griesel in der südlischen Neumark. Jb. Preuss. Geol. Landesanst. 58: 401–425.
DOBOSZ T. & SKAWIÑSKA-DOBOSZ B. 2002 — Realizacja projek-tu prac geologicznych dla opracowania arkuszy: Krzeszyce (426) i Sulêcin (464) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50 000 (opracowanie specjalne). Badania litologiczno-petrograficzne. Arch. PG Proxima nr inw. Opr/J12-PIV/148.
DYJOR S. & PRUC K. 1978 — Budowa geologiczna zaburzonej glaci-tektonicznie strefy Sieniawy. Acta Univ.Wratisl., 313, Pr. Geol.- Mine-ral., 5: 255–289.
HENNINGER E. 1939 — Die bergbaulichen und geologischen Verhält-nisse des nördlischen Teiles der Gr.-Rade-Kunersdorfer Hochfläche, Braunkohle, 38 (35, 36): 643–647, 661–664.
JAÑCZYK-KOPIKOWA Z. & SKOMPSKI S. 1977 — Osady interglacjalne w Boczowie ko³o Rzepina (Polska Zachodnia). Kwart. Geol., 21: 789–799. KEILHACK K. 1920 — Die Staumoräne bei Guben. Jb. Preuss. Geol. Landesanst., 29: 88–120.
KOŒCIELNIAK A. & WANAT B. 1984 — Opracowanie palinologicz-ne próbek z wêgla brunatpalinologicz-nego z rejonu „Na zachód od Sieniawy”. [In:] Sprawozdanie z prac geologiczno-poszukiwawczych za wêglem bru-natnym na obszarze „Na zachód od Sieniawy” (S³ubice–Rzepin–Kory-ta). Arch. PG Proxima nr inw. Dok/WI/634.
KOZ£OWSKA M. 1982 — Stratygrafia plejstocenu i paleogeomorfo-logia Pojezierza Myœliborskiego oraz Równiny i Kotliny Gorzowskiej. Biul. Inst. Geol., 337. Z badañ czwartorzêdu w Polsce, 26: 51–114. KRYGOWSKI B. 1962a — Rola glacitektoniki w rozwoju ni¿owej rze-Ÿby Polski Zachodniej. Czas. Geogr., 33: 313–325.
KRYGOWSKI B. 1962b — Uwagi o niektórych typach zaburzeñ glaci-tektonicznych ni¿owej czêœci Polski Zachodniej. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach., 9: 61–85.
KRZYSZKOWSKI D. & CZERWONKA J. A. 1994 — Korelacja lito-stratygraficzna osadów czwartorzêdowych z obszaru na po³udnie od Szczecina. Acta Univ. Wratisl., 1702, Geogr. Fiz., 7: 37–61. KUPETZ M., SCHUBERT G., SEIFERT A. & WOLF L. 1989 — Quartärbasis, pleistozäne Rinnen und Beispiele glazitektinischer Lage-rungsstõrungen im Niederlausitzer Braunkohlegebiet. Geoprofil, 1: 2–17. LUDWIG A. O. 2001a — Base of Quaternary deposits of the Bailtic Sea depression and adjacent areas. [In:] Neodynamics of the Baltic Sea depression and adjacent areas. Brandenburg. Geowiss. Beiträge, 1. LUDWIG A. O. 2001b — Recent position of surfaces of Holsteinian inter-glacial marine and limnic sediments, and Saalian inter-glacial terraces (Explana-tory notes to map 3). [In:] Neodynamics of the Baltic Sea depression and adjacent areas. Brandenburg. Geowiss. Beiträge, 1: 21–25.
MARKIEWICZ A. & WINNICKI J. 1997 — On geological structure of the Ostrzeszów Hills. Geol. Quart., 3: 347–364.
MULTAN M. 2004 (w druku) — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000, ark. Krzeszyce (426). Pañstw. Inst. Geol. PIWOCKI M. 1985 — Dokumentacja geologiczna poszukiwañ z³ó¿ wêgla brunatnego w rejonie Œwiebodzin–Boryszyn. CAG Pañstw. Inst. Geol. nr inw. 3921/259.
RÓ¯YCKI Z. 1984 — Sprawozdanie z prac geologiczno-poszukiwaw-czych za wêglem brunatnym na obszarze „Na zachód od Sieniawy” (S³ubice–Rzepin–Koryta). Arch. PG Proxima nr inwent. Spr/WI/634. SCHULZ G. 1929 — Lagerungsverhältnisse des Braunkohle fûhrenden Tertiärs und Diluvium in der Õstlischen Mark, Braunkohle, 28 (4, 5, 7): 61–68, 85–93, 126–132.
SKOMPSKI S. 1980 — Nowe stanowiska miêczaków z osadów inter-glacjalnych w zachodniej Polsce. Biul. Inst. Geol., 322: 5–30. SKOMPSKI S. 1982 — Correlation of the Mazovian Interglacial of the western Poland with the Holstein Interglacial of the eastern part German Democratic Republic. Biul. Inst. Geol., 343, Geology of Poland, 5: 51–58. STACKEBRANDT W., LUDWIG A. O. & OSTAFICZUK S. 2001 — Base of Quaternary deposits of the Bailtic Sea depression and adjacent areas (map 2). [In:] Neodynamics of the Baltic Sea depression and adjacent areas. Brandenburg. Geowiss. Beiträge, 1: 13–19.
URBAÑSKI K. 2004 (w druku) — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000, ark. Rzepin (463). Pañstw. Inst. Geol. URBAÑSKI K. & WINTER H. 2003 — Nowe stanowisko intergla-cja³u mazowieckiego w Gajcu na Pojezierzu £agowskim (Polska zachodnia). IV Sem. pt. Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwar-torzêdowych. Inst. Badañ Czwart. i Geoekol. UAM, Poznañ: 95–96. WILKOÑSKA E. 1992 — Dokumentacja geologiczna w kategorii C1 z³o¿a wêgla brunatnego „Sieniawa siod³a IX–XVI”. Arch. PG Proxima nr inw. Dok/WI-WII-FIII/681.
WINNICKI J. 2002 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicz-nej Polski 1 : 50 000, ark. Ostrzeszów (694). Pañstw. Inst. Geol. WINNICKI J. 2004 (w druku) — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000, ark. Sulêcin (464). Pañstw. Inst. Geol. ¯YGAR J. 1990 — Dokumentacja geologiczna z³ó¿ wêgla „Rzepin” i „Torzym” w kat. C2z rejonu „Na zachód od Sieniawy”. Arch. PG Proxima, nr inw. Dok/WI/675.
¯YNDA S. 1967 — Geomorfologia przedpola moreny czo³owej sta-dia³u poznañskiego na obszarze Wysoczyzny Lubuskiej. Pr. Kom. Geo-gr.-Geol. Wydz. Mat.-Przyrod. Pozn. Tow. Przyj. Nauk, 8: 1–194.
