Późnoplejstoceńska i holoceńska ewolucja torfowiska Durne Bagno (Polesie Lubelskie)

PóŸnoplejstoceñska i holoceñska ewolucja torfowiska Durne Bagno

(Polesie Lubelskie)

Krystyna Ba³aga*, Rados³aw Dobrowolski*, Jan Rodzik*

Late Pleistocene and Holocene evolution of the Durne Bagno peat bog (Lublin Polesie). Prz. Geol., 54: 68–72.

S u m m a r y. The Durne Bagno peat bog is the eastern, peripheral part of a large marshland complex in the Lublin Polesie. Limnic biogenic deposits occurring directly on mineral deposits are up to 8.5 m thick. They exhibit great vertical facial variability and small lateral differentiation. This indicates that the conditions of sedimentation/sedentation were similar in the whole basin in particular time intervals. The chronostratigraphically-correlated sequence of sediments allows reconstruction of the geosystem evolution in recent 13 ka BP. In its entire Late Glacial and Holocene history two basic stages may be distin-guished: lacustrine (OD — middle AT) and mire (middle AT — present time) Key words: Late Glacial, Holocene, peat bog, marshland, Lublin Polesie

Durne Bagno stanowi wschodnie, peryferyjne ogniwo jednego z wiêkszych kompleksów torfowiskowych Polesia Lubelskiego (Borowiec, 1990). Obiekt, po³o¿ony na wodo-dziale Bugu i Wieprza, w œrodkowej czêœci subregionu Pojezierza £êczyñsko-W³odawskiego (Cha³ubiñska & Wilgat, 1954), w ca³oœci jest w³¹czony w system ochrony prawnej Poleskiego Parku Narodowego (ryc. 1).

WyraŸnie wyodrêbniaj¹c¹ siê owaln¹ misê, o

powierzchni ok. 1 km2

, zajmuje torfowisko wysokie typu kontynentalnego poroœniête luŸnym drzewostanem sosno-wo-brzozowym (Paszewski & Fija³kowski, 1971).

Warunki geologiczno-morfologiczne

Geosystem Durnego Bagna jest usytuowany w pozycji rozleg³ego, kopalnego obni¿enia powierzchni podplejsto-ceñskiej (NW–SE), ograniczaj¹cego od NE kredowy garb Woli Wereszczyñskiej. Strop wêglanowych utworów gór-nego mastrychtu jest nawiercany w bezpoœrednim s¹siedz-twie obiektu na g³êbokoœci 20–40 m (Buraczyñski & Wojtanowicz, 1981b). Wype³nienie paleoformy stanowi¹ zró¿nicowane wiekowo i litologicznie osady plejstoce-ñskie. W stropie s¹ to ze zlodowacenia odry piaski

glaciflu-wialne oraz ze zlodowacenia wis³y mu³ki

jeziorno-rozlewiskowe (Buraczyñski & Wojtanowicz, 1981a,b); stanowi¹ one bezpoœrednie mineralne pod³o¿e póŸnoglacjalnych i holoceñskich osadów biogenicznych.

Równinê torfow¹ Durnego Bagna (166–168 m n.p.m.) od pó³nocy i po³udnia ograniczaj¹ piaszczyste wa³y aku-mulacji glacifluwialnej (szczelinowej?), wznosz¹ce siê 5–10 m ponad jej poziom. Od wschodu do torfowiska przy-lega falista równina sandrowa (~170 m n.p.m.) z licznymi drobnymi zag³êbieniami bezodp³ywowymi, tworz¹cymi wyraŸne ci¹gi o orientacji NW–SE i WNW–ESE. Podobne ukierunkowanie maj¹ tak¿e niewielkie przeg³êbienia w dnie misy torfowiskowej oraz towarzysz¹ce im kopalne piaszczyste grzêdy.

Charakterystyka osadów biogenicznych Analizê litofacjaln¹ osadów biogenicznych wykonano na podstawie szczegó³owych opisów (metoda Troels-Smi-tha, 1955) 136 rdzeni wiertniczych o nienaruszonej struk-turze, pobranych sond¹ torfow¹ Instorf (Eijkelkamp). Prace wiertnicze by³y prowadzone w latach 1999–2002. Wiercenia wykonywano wzd³u¿ ortogonalnie wyznaczo-nych transektów (N–S i W–E), zazwyczaj w przedziale 50–100 m; przy stwierdzanej du¿ej zmiennoœci facjalnej osadów prowadzono dodatkowe sondowania co 25 m (ryc. 3A). Zebrany materia³ wiertniczy oraz wstêpne wyniki analizy py³kowej pozwoli³y na odtworzenie konfiguracji mineralnego pod³o¿a oraz okreœlenie biogenicznej sukcesji osadowej geosystemu (ryc. 3B).

Osady biogeniczne Durnego Bagna (maks.

mi¹¿szoœæ 8,5 m) wykazuj¹ du¿¹ pionow¹ zmiennoœæ facjaln¹, przy jednoczesnym ma³ym zró¿nicowaniu late-ralnym. Fakt ten wskazuje na podobne warunki sedy-mentacji/sedentacji w ca³ym basenie w poszczególnych interwa³ach czasowych.

Doln¹ czêœæ z³o¿a stanowi¹ osady akumulacji limnicz-nej (gytie), bezpoœrednio zalegaj¹ce na piaskach glaciflu-wialnych lub/i mu³kach jeziorno-rozlewiskowych. W sp¹gu jest to zazwyczaj gytia ilasta (do 0,30 m), prze-chodz¹ca ku górze w gytiê wapienn¹ lub wapienno-detry-tusow¹ (do 0,50 m), a nastêpnie glonowo-detrywapienno-detry-tusow¹ lub glonow¹ (do 3,50 m). W najg³êbszej czêœci zbiornika wêglany wystêpuj¹ tylko w jego sp¹gu (mi¹¿szoœæ gytii wapiennej siêga maksymalnie 0,5 m); pozosta³¹ czêœæ serii limnicznej stanowi natomiast gytia glonowa). Zasiêg przestrzenny gytii wyznacza strefê brzegow¹ dawnego jeziora (ryc. 1). Ulega³ on znacznym wahaniom, na co wskazuj¹ przewarstwienia torfu wystêpuj¹ce w niektó-rych profilach w stropowej czêœci gytii. Konfiguracja pod³o¿a pozwala na okreœlenie g³êbokoœci jeziora. Czêœæ zachodnia by³a wyraŸnie p³ytsza, natomiast w czêœci wschodniej g³êbokoœæ mog³a dochodziæ do 5 m (ryc. 2). Niewielkie, p³ytkie jeziorko funkcjonowa³o przez pewien czas równie¿ w zag³êbieniu przylegaj¹cym do Durnego Bagna od SE.

Górn¹ czêœæ z³o¿a stanowi¹ torfy. W sp¹gu s¹ to torfy

niskie: turzycowo-mszyste lub turzycowo-trzcinowe

*Instytut Nauk o Ziemi, Uniwersytet M. Curie-Sk³odow-skiej, ul. Kraœnicka 2C, D, 20-718 Lublin; kbalaga@bio-top.umcs.lublin.pl; rdobro@biokbalaga@bio-top.umcs.lublin.pl; jrodzik@bio-top.umcs.lublin.pl;

(0,5–3,0 m). Przechodz¹ one ku górze w przejœciowe torfy we³niankowo-turzycowe (0,5–2,5 m), a nastêpnie wysokie torfy sfagnowe (~0,30 m). Na obrze¿ach torfowiska (pas o szerokoœci 100–200 m) wystêpuj¹ wy³¹cznie torfy przejœ-ciowe i wysokie, le¿¹ce bezpoœrednio na mineralnym

pod³o¿u (brak gytii); ich mi¹¿szoœæ dochodzi do 2,5 m. W œrodkowej, g³êbszej czêœci misy, mi¹¿szoœæ torfów wzrasta do 3–4 m, maksymalnie — w œrodkowej czêœci zbiornika — siêga 4,5 m.

torfy niskie (holocen) peats (Holocene) namu³y torfiaste (holocen) peaty muds (Holocene)

piaski eoliczne w wydmach (zlod. wis³y) eolian sands in dunes (Vistulian)

piaski i mulki jeziorno-rozlewiskowe (zlod. wis³y) lacustrine-flood sands & silts (Vistulian) piaski deluwialne (zlod. wis³y) deluvial sands (Vistulian)

piaski i mu³ki rzeczno-peryglacjalne (zlod. warty) fluvial-periglacial sands & silts (Wartanian)

piaski i ¿wiry rezydualne na marglach kredy górnej (zlod. warty) sands & residual gravels (Wartanian) overlying Upper Cretaceous marls piaski i mu³ki kemów (zlod. odry)

kame sands & silts (Odranian) piaski i mu³ki ozów (zlod. odry) esker sands & silts (Odranian)

piaski, ¿wiry i g³azy moren czo³owych (zlod. odry) sands, gravels & boulders of end moraines (Odranian)

piaski, ¿wiry lodowcowe (zlod. odry) glacial sands & gravels (Odranian)

piaski, ¿wiry wodnolodowcowe (zlod. odry) glaciofluvial sands & gravels (Odranian) margle, kreda pisz¹ca (górna kreda) marls, chalk (Upper Cretaceous) gliny zwa³owe (zlod. odry) tills (Odranian)

granica Poleskiego Parku Narodowego border of the Polesie National Park 51 30’ ° 51 30’° 23 15’° 0 2km 23 15’°

Ryc. 2. Mapa geologiczna (utwory powierzchniowe) Poleskiego Parku Narodowego na podstawie Buraczyñski & Wojtanowicz (1981a)

Fig. 2. Geological map (surface deposits) of the Polesie National Park after Buraczyñski & Wojtanowicz (1981a) J. Bia³e J. Orchowo J. Spólne J. Koseniec J. Perespilno J. Brodzieniec J. Brudno J. P³otycze J. £askie K r o w i e B a g n o J. Sumin J. £ukie J. Uœciwierz J. Bikcze J. Dratów Œwinka Bug J. Rotcze J. Piaseczno J. Nadrybie J. Brzeziczno J. RogóŸno J. £ukcze J. Krasne J. Uœciwierzek J. P³otycze J. Krzczeñ J. Zag³êbocze J. Maœluchowskie J. Uœcimowiec J. G³êbokie J. Czarne J. Œciegienne J. Gumienek J. Tomasznie J. Skomielno J. Czarne J. Bia³e J. Bialskie Staw P³onne Bagno

Staw Hetman Staw Anielski Staw K³oda J. Miejskie J. Kleszczów J. Czarne Goœcinieckie Tyœmi en_ica J. Mytycze Wieprz K an. Wiep rz-Krz na _{J. Gumienko} J. Cycowe Stawy Morawczyñskie J. Moszne J. D³ugie Stawy W³od awka J. Karaœne Krz_em io nk a Bagno Bubnów Durne Bagno Piw onia Bobr yk J. Karaœne J. Wereszczyñskie Tarasinka J. Hañskie J. Glinki J. Czarne J. Wytyckie J. S³one J. G³êbokie Œwi nka

P O J E Z I E R Z E £ Ê C Z Y Ñ S K O - W £ O D AW S K I E

£ Ê C Z Y Ñ S K O - W £ O D AW S K I E L A K E L A N D

lakes torfowiskamires 0 200km

Warszawa Warsaw

POLSKA

POLAND

Ryc. 1. Szkic lokalizacyjny stanowiska Durne Bagno Fig. 1. Location sketch of the Durne Bagno site

Interpretacja paleoœrodowiskowa

PóŸny glacja³. Pocz¹tek póŸnoglacjalnej sedymen

-tacji zbiornikowej w Durnym Bagnie dokumentowany jest palinologicznie na starszy dryas. Funkcjonowa³ wówczas p³ytki zbiornik jeziorny (znaczna frekwencja glonów z rodzaju Pediastrum), w którego dnie odk³ada³a siê gytia ilasta, a nastêpnie glonowa. Wysokie wartoœci

roœlin zielnych w diagramie py³kowym œwiadcz¹ o ist-nieniu bezleœnego krajobrazu z dominacj¹ zbiorowisk turzycowo-mszystych i trawiasto-bylicowych. Ch³odne warunki w pocz¹tkowej fazie powstawania zbiornika potwierdza tak¿e brak w osadach gatunków fauny Cla-docera, o wy¿szych wymaganiach termicznych (Szero-czyñska, 2003). Fazê sukcesywnego wzrostu poziomu wody pod koniec tej chronozony dokumentuje pojawie-nie siê Bosmina longispina.

W chronozonie alleröd rozwój lasów z brzoz¹ i sosn¹ oraz redukcja zbiorowisk otwartych w otoczeniu bada-nego obiektu, a tak¿e obecnoœæ Typha latifolia w strefie szuwaru wskazuj¹ na postêpuj¹ce ocieplenie klimatu. W zbiorniku w tym czasie odk³adana jest gytia glonowa. Wzrost liczby gatunków fauny Cladocera, zarówno ze strefy litoralnej, jak i otwartej wody, podkreœla sprzyjaj¹ce dla jej rozwoju warunki termiczne i mo¿e wi¹zaæ siê z pog³êbieniem zbiornika (powolna subsydencja pod³o¿a) w wyniku postêpuj¹cej degradacji zmarzliny.

W m³odszym dryasie nastêpuje dalszy wzrost poziomu wody, gytia akumulowana jest tak¿e w p³ytszych partiach zbiornika (np. na g³êb. 380 cm). Spektra py³kowe wskazuj¹ na znaczne oziêbienie klimatu powi¹zane z rozszerzaniem

i³ spiaszczony sandy clay mu³ek silt mu³ek spiaszczony sandy silt glina piaszczysta sandy till piasek sand i³ organiczny organic clay namu³ torfiasty peaty mud i³ clay punkt dokumentacyjny documentation point gytia ilasta clayey gyttja gytia detrytusowo-glonowa detritus-algal gyttja torf turzycowo-drzewny sedge-wood peat torf turzycowo-we³niankowy sedge-eriophorum peat gytia wapienno-detrytusowa calcareous-detritus gyttja gytia detrytusowa detritus gyttja gytia glonowa algal gyttja gytia wapienna calcareous gyttja gytia glonowo-wapienna algal-detritus gyttja torf turzycowo-mszysty sedge-moss peat torf turzycowo-sfagnowy sedge-sphagnum peat torf turzycowo-trzcinowy sedge-reed peat

torf turzycowo-trzcinowy zagytiony

sedge-reed peat with gyttja

torf turzycowo-zielny sedge-herbaceous peat torf drzewny wood peat torf mszysty moss peat torf sfagnowy sphagnum peat torf turzycowy sedge peat torf trzcinowy reed peat W E 1 7 3 2 8 5 4 9 6 10 11 12 13 84 83 51 47 96 S 165 160 170 m n.p.m m a.s.l. 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 2424a 25 39 11 87 86 88 77 m n.p.m m a.s.l. 160 165 170 N 40 80 120 160 200 240 280 320 360 400 440 480 520 560 600 640 680 720 760 800 840 880 920 960 1000 104010801120 116012001240 12801320 13601400m 0 40 80 120 160 200 240 280 320 360 400 440 480 520 560 600 640 680 720 760 800 840 880 920m 0

Ryc. 4. Przekroje geologiczne przez osady biogeniczne stanowiska Durne Bagno; lokalizacja na ryc. 3 Fig. 4. Geological cross-sections of biogenic deposits in the Durne Bagno site; location in Fig. 3

0 250m 170 170 17₀ 170 170 170 170

Rezerwat „Durne Bagno”

“Durne Bagno” Nature Reserve

170 17₀ 170 170 170 0 250m

¬

Ryc. 3. Stanowisko badawcze Durne Bagno: A — rozmieszcze-nie punktów dokumentacyjnych (wierceñ i sondowañ) na tle pla-nu hipsometrycznego (wg mapy topograficznej 1 : 10 000); B — mapa hipsometryczna pod³o¿a osadów organogenicznych; kolor szary — strefa wystêpowania sp¹gowej gytii; pionowa szrafura — zasiêg torfów bez sp¹gowej gytii

Fig. 3. Durne Bagno site: A — distribution of documentation points (drillings & probes) on the background of hypsometric sketch (according to the topographic map 1 : 10 000); B — hypso-metric map of the substratum of organogenic deposits; area of gyttja occurrence is grey coloured; vertical signature marks peat extent without bottom gyttia

siê zbiorowisk trawiasto-bylicowych z udzia³em komoso-watych oraz zbiorowisk siedlisk wilgotnych turzyco-wo-mszystych. W faunie Cladocera notuje siê zwiêkszony udzia³ gatunków z grupy „arctic species” (Szeroczyñska, 2003).

Holocen. Ocieplenie z pocz¹tkiem chronozony prebo

-realnej sprzyja³o rozwojowi zbiorowisk leœnych.

Pocz¹tkowo rozwija³y siê tu lasy brzozowo-sosnowe, póŸ-niej systematycznie wzrasta³a rola sosny oraz wi¹zu i lesz-czyny. Pojawi³y siê tak¿e i inne drzewa ciep³olubne, ale nie odgrywa³y one jeszcze istotnej roli w zbiorowiskach leœnych.

W chronozonie borealnej rozszerzaj¹ siê zbiorowiska leszczynowe. Leszczyna osi¹ga pierwsze swoje maksi-mum. Rozwijaj¹ siê nadal zbiorowiska wi¹zowe, wzrasta w lasach udzia³ innych gatunków ciep³olubnych. W zbior-niku maksymalny rozwój osi¹ga fauna Cladocera (Szero-czyñska, 2003). Wzrost frekwencji Chydoride mo¿e

wskazywaæ na istnienie szerokiej strefy litoralnej,

zwi¹zanej z wy¿szym poziomem wody. Fakt ten, w dalszej sukcesji fauny, zaznaczy³ siê wiêkszym udzia³em Bosmina

longispina i B. coregoni. Obecnoœæ acidofilnej Allona exci-sa, a nastêpnie stopniowy spadek frekwencji fauny

Clado-cera oznacza zmianê w kierunku dystrofii zbiornika.

W chronozonie atlantyckiej ma miejsce maksymalny rozwój liœciastych lasów mieszanych. Wilgotne miejsca opanowa³y zbiorowiska z wi¹zem, jesionem oraz olsz¹. Na siedliskach podtopionych Alnus tworzy³a zbiorowiska typu olsów. ¯yzne i umiarkowanie wilgotne siedliska opa-nowa³y Quercus, Tilia, Ulmus. Sosna pozosta³a na najubo¿-szych siedliskach. Zbiornik wodny Durnego Bagna, który zajmowa³ wówczas obszar o powierzchni ok. 68 ha, powoli zaczyna siê wyp³ycaæ; w strefie litoralnej postêpuje lateralna sukcesja torfów turzycowo-mszystych. Pocz¹tek tego pro-cesu jest datowany radiowêglowo na 7400 lat BP (Ba³aga, 2003). W œrodkowej, g³êbszej partii jeziora wyraŸne nasile-nie sp³ycania nastêpuje ok. 1400 lat póŸnasile-niej. Przestaje roz-wijaæ siê Pediastrum, a w faunie Cladocera (g³êb. 460–420 cm) przewa¿aj¹ gatunki bytuj¹ce w towarzystwie makrofi-tów oraz gatunki acidofilne. Wtedy to zbiornik wodny Dur-nego Bagna ca³kowicie zanika i przechodzi w fazê telmatyczn¹ (sedentacja torfów niskich).

Z pocz¹tkiem chronozony subborealnej, wyraŸny, choæ raczej okresowy wzrost udzia³u zarodników Sphagnum podkreœla wiêkszy udzia³ mchów torfowców w formowa-niu torfowiska. W chronozonie tej znacz¹c¹ rolê w krajo-brazie nadal odgrywa³a olsza i d¹b, mala³ zaœ udzia³ wi¹zu, jesionu i lipy. Pojawi³y siê nowe gatunki drzew: Carpinus

betulus i Fagus sylvatica. Wraz z rozprzestrzenianiem siê

CH RO NOZO N Y CH RO NOZO N ES AP NAP Be tu la Pi nu s

Durne Bagno 24a

SD AL MD PB BO AT SB SA G £ ÊB OK OŒ Æ (cm ) DE P T H (c m ) L ITOLO GI A L ITHOL OGY Artem isia Aln u s u n d iff. Ca rp inu s b e tu lus Ti li a Salix Ulmu s Cor ylu s a ve ll a n a Pla n ta go la nceo lata Ce re alia u n d iff. Fra xi n us Ped ias tr um S p ha gnu m Picea a bie s Qu er cu s F a g u s sylvatica Abie s a lba Musci Li m no ph yt a Te lm at op hy ta 800 780 760 740 720 700 680 650 620 600 580 550 530 490 510 470 440 360 320 400 340 300 280 240 220 180 140 100 80 50 30

Ryc. 5. Uproszczony procentowy diagram py³kowy osadów torfowiska Durne Bagno Fig. 5. Simplified percentage pollen diagram of Durne Bagno peat bog sediments

Carpinus spada udzia³ leszczyny w zbiorowiskach

leœnych. Z pocz¹tkiem chronozony zaznacza siê tak¿e wp³yw dzia³alnoœci gospodarczej cz³owieka na zbiorowi-ska leœne. W profilu pojawia siê py³ek Plantago

lanceola-ta, wzrasta te¿ frekwencja Artemisia.

W chronozonie subatlantyckiej znacz¹c¹ rolê w zbioro-wiskach leœnych ma nadal Alnus, co œwiadczy o utrzymy-waniu siê du¿ego area³u siedlisk okresowo podtopionych, typowych dla olesów. Na siedliskach umiarkowanie wil-gotnych pozostawa³y lasy dêbowo-grabowe, przypuszczal-nie z bukiem (Ba³aga, 1991). Istotna jest tak¿e rola brzozy, która w tej chronozonie dominuje (vide Ba³aga i in., 1992, 2002; Ba³aga, 2004). Stopniowo wzrasta udzia³ wskaŸni-ków antropogenicznych (obecne s¹ Cerealia), jednak zasadniczy ich wzrost jest notowany dopiero w stropowych warstwach torfów, charakteryzuj¹cych siê wiêkszym udzia³em mchów torfowców.

Podsumowanie

Zapis zmiennoœci litofacjalnej osadów biogenicznych wype³niaj¹cych misê Durnego Bagna, uzupe³niony o wyniki analiz paleobotanicznych, odzwierciedla zmiany warunków œrodowiskowych w ostatnich 13 ka BP. W rozwoju geosystemu wyró¿niæ mo¿na dwa zasadnicze etapy -jeziorny oraz bagienno-torfowiskowy — rejestruj¹ce jeden z mo¿liwych scenariuszy ewolucji geosystemów jezior-no-torfowiskowych na Polesiu Lubelskim.

Etap jeziorny, dokumentowany przez 3–4 m seriê gytii (glonowej, glonowo-detrytusowej i detrytusowej), odpo-wiada d³ugiemu interwa³owi czasowemu od starszego

dry-asu do œrodkowego atlantyku. Osady limniczne by³y

sedymentowane bezpoœrednio na mineralnym pod³o¿u: piaskach glacifluwialnych zlodowacenia odry oraz mu³kach jeziorno-rozlewiskowych zlodowacenia wis³y. Zmiennoœæ facjalna osadów limnicznych wskazuje poœred-nio na znaczne fluktuacje warunków hydrologicznych (wahania poziomu wody) w czasie funkcjonowania zbior-nika. Znamienny jest natomiast brak w czêœci

póŸnogla-cjalnej serii biogenicznej warstwy niskich torfów

mszystych, typowej dla wiêkszoœci profili jeziornych na Polesiu Lubelskim (Wiêckowski & Wojciechowski, 1971; Ba³aga i in., 1993, 2002). Fakt ten wi¹zaæ nale¿y najpraw-dopodobniej ze specyfik¹ budowy geologicznej (mi¹¿sza seria glacifluwialna podœcielaj¹ca osady biogeniczne, przy

braku bezpoœredniego zwi¹zku z krasowiej¹cym

pod³o¿em). Znaczne lecz zarazem powolne pog³êbienie zbiornika jeziornego nast¹pi³o w m³odszym dryasie;

pro-ces ten, zapisany jest w osadach akumulacj¹ gytii

glono-wo-wapiennej w p³ytszych partiach zbiornika.

Systematyczne wyp³ycanie i zarastanie zbiornika rozpo-czê³o siê w chronozonie atlantyckiej (»7500 lat BP) i trwa³o ok. 1500 lat.

Etap bagienno-torfowiskowy przypada na ostatnie 6000 lat BP. Zwi¹zana z nim ok. 4 m warstwa torfów reje-struje doœæ typow¹ dla torfowisk pojeziornych Polesia suk-cesjê osadow¹, od niskich torfów trzcinowo-turzycowych i turzycowo-mszystych, przez przejœciowe torfy we³nianko-we do wysokich torfów sfagnowych.

Badania czêœciowo finansowane w ramach projektu badawczego KBN 6PO4E 2517.

Literatura

BA£AGA K. 1991 — The development of Lake £ukcze and changes in plant cover of the South-Western part of the £êczna-W³odawa Lake District in the last 13 000 years. Acta Palaeobot., 30: 77–146. BA£AGA K. 2003 — Hydrological changes in the Lublin Polesie during the Late Glacial and Holocene as reflected in the sequences of lacustrine and mire sediments. Stud. Quater., 19: 37–53.

BA£AGA K. 2004 — Changes of vegetation in Lake Perespilno envi-rons (Lublin Polesie) in the Late Glacial and Holocene. Acta Palaeobot., 44: 147–166.

BA£AGA K., DOBROWOLSKI R. & RODZIK J. 1993 — Rozwój kompleksu jeziorno-torfowiskowego Moszne w Poleskim Parku Naro-dowym. [W:] Ekosystemy wodne i torfowiskowe w obszarach chronio-nych. TWWP, Lublin: 71–75.

BA£AGA K., DOBROWOLSKI R. & RODZIK J. 2002 — Lithostrati-grafic record of the development of Lake Karaœne (Lublin Polesie, E Poland). Limnolog. Rev., 2: 5–14.

BA£AGA K., PIDEK A. & J. RODZIK J. 1992 — Preliminary studies on vegetational changes since Late Glacial times at the peat bog near Moszne Lake (Lublin Polesie, E Poland). Verff. Geobot. Inst. ETH, Stiftung Rhbel, Zhrich, 107: 319–330.

BOROWIEC J. 1990 — Torfowiska regionu lubelskiego. PWN. BURACZYÑSKI J. & WOJTANOWICZ J. 1981a — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski, 1 : 50 000, ark. Orzechów Nowy. Wyd. Geol. BURACZYÑSKI J. & WOJTANOWICZ J. 1981b — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000, ark. Orzechów Nowy. Wyd. Geol.

CHA£UBIÑSKA A. & WILGAT T. 1954 — Podzia³ fizjograficzny województwa lubelskiego. [W:] Przew. V Ogólnopolskiego Zjazdu PTG, Lublin: 3–44.

PASZEWSKI A. & FIJA£KOWSKI D. 1971 — Badania botaniczne rezerwatu Durne Bagno ko³o W³odawy. Ann. UMCS, C, 25: 171–196. SZEROCZYÑSKA K. 2003 — Cladoceran succession in lakes and peat bogs of £êczna–W³odawa Lake District. Limnolog. Rev., 3: 235–242.

TROELS-SMITH J. 1955 — Karakterisering af lose jordarter. Dan-marks Geologiske Undershgelse IV, 3.

WIÊCKOWSKI K. & WOJCIECHOWSKI I. 1971 — Zmiany charak-teru limnologicznego jezior sosnowickich. Wiad. Ekol., 17: 239–247.