Ewolucja systemu hydrograficznego i szaty roœlinnej
dorzecza górnej Pi³awy i górnej Drawy (Pomorze Œrodkowe)
Józef Lewandowski
1, Ma³gorzata Nita
1Evolution of the hydrographic system and vegetation in the drainage basin of the upper Pi³awa and the upper Drawa Rivers (Middle Pomerania). Prz. Geol., 56: 380–390. A b s t r a c t. Highly varied hydrographic system occurs in the drainage basins of the upper Pi³awa, P³ytnica and Drawa Rivers (Middle Pomerania). Numerous radiometric dating carried out by the methods of14C, OSL and U/Th, as well as pollen analyses and geomorphological analysis enable to study evolution of the system in the period of the last twelve thousand years. Glaciolacustrine deposits, accompanying most of the lakes, represent accumulation, which took place at the initial stage of the lacustrine basin formation. The level of lacustrine waters fell by several to more than a twelve meters in that time and was controlled by melt water runoff chan-neled through valleys in the southern direction. The final stage of the lake development was con-nected with complete melting of buried dead-ice masses and formation — bottoms of lake. Evolution from glaciolacustrine to lacustrine basins within kettles was continuous process. Lake water level started to fall abruptly when the last remnants of the dead ice blocking the runoff have melted and the inter-lake chan-nels have been erosionaly deepened. That phase should be related to the complete decay of permafrost, probably at the end of the Allerød. The main phase of erosion in the gorges started at the end of the Pleistocene and lasted (with lower intensity) till the Pre-Boreal and/or the Boreal. The water level in the lake system drained by the Pi³awa and the Drawa Rivers was finally fallen by 8–16 meters and for a long time was stabilized (during the Atlantic and Sub-Atlantic) at the level of 2 meters higher than the present one. Further lowering of drained lakes by the next 2 meters was probably caused by anthropogenic activities resulting from intensive colonization in the 16th and 17th centuries and later by land improvement accomplished in the drainage basins of the Drawa and the Pi³awa Rivers in the 19th century.
Local conditions strongly influenced character of forest communities in the area investigated. The tendency was especially significant in the Atlantic. Increased importance of pine trees in the vicinity of the Lêdyczek site caused that broadleaf forests with oak, maple, lime and hazel trees, typical of the Atlantic, have not developed there.
Keywords: dead-ice melting, glaciolacustrine basins, lacustrine deposits, pollen analysis, radiometric measurements
W ramach badañ przeprowadzonych podczas wykony-wania trzech arkuszy Szczegó³owej mapy geologicznej Pol-ski (Borne Sulinowo, £ubowo i Czaplinek) zebrano bogaty materia³ dokumentacyjny z obszaru po³o¿onego w central-nej czêœci Pomorza Œrodkowego (Lewandowski i in., 2003, 2005; Lewandowski & Heliasz, 2006). Obszar ten chara-kteryzuje siê wyj¹tkowo urozmaicon¹ rzeŸb¹ m³odo-glacjaln¹, której pierwszoplanowym elementem s¹ liczne i zró¿nicowane genetycznie jeziorne baseny sedymenta-cyjne, po³¹czone w sieæ odp³ywu powierzchniowego (ryc. 1). System ten zacz¹³ siê kszta³towaæ podczas zaniku l¹dolodu w fazie pomorskiej zlodowacenia wis³y i przechodzi³ kolejne etapy póŸnoglacjalnej i holoceñskiej ewolucji na przestrzeni ostatnich 15 tys. lat. Dziêki licznym datowa-niom radiometrycznym osadów limnoglacjalnych i
jezior-nych metodami14C, OSL i U/Th oraz analizom
palinolo-gicznym, a tak¿e wnikliwej analizie geomorfologicznej mo¿na by³o przeœledziæ postglacjaln¹ ewolucjê systemu hydrograficznego na tle przemian szaty roœlinnej omawia-nego obszaru.
Charakterystyka geomorfologiczna
Dorzecza górnej Pi³awy, górnej P³ytnicy i górnej Drawy (Pomorze Œrodkowe) charakteryzuj¹ siê wyj¹tkowo uroz-maiconym systemem hydrograficznym (ryc. 1). Wystê-puj¹ce tu liczne kotliny wytopiskowe i rynny wchodz¹
w sk³ad szeroko rozbudowanej strefy marginalnej fazy pomorskiej stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y (Galon, 1972; Maksiak & Mróz, 1974, 1978; Karczewski, 1989, 1990, 1991, 1997; K³ysz, 1990, 1991, 1998, Dobracka & Lewandowski, 2002). Najbardziej charakterystycznym elementem hydrograficznym omawianego obszaru jest subrównole¿nikowy system jezior: Wilczkowo, Drawskie, ¯erdno, Komorze, Rakowo, Brody, Strzeszyn, Pile, nazy-wany w literaturze rynn¹ marginaln¹ (Marsz, 1973). Wspo-mniana forma, po³o¿ona na po³udniowym sk³onie tzw. garbu pojeziernego (Galon, 1972), ma d³ugoœæ ok. 35 km (ryc. 1). Jej geneza by³a ró¿nie interpretowana (Marsz, 1973; K³ysz, 1990; Karczewski, 1994, 1997). Przebieg rynny (jak wykaza³y rezultaty wierceñ badawczych) pokrywa siê z uk³adem doliny kopalnej skierowanej ku zachodowi (Lewandowski i in., 2005). Ta g³êboka dolina interglacjalna, prawdopodobnie o za³o¿eniu marginalnym (pradolinnym), by³a konserwowana w czasie rozwoju i zaniku l¹dolodu fazy pomorskiej przez martwe lody fazy leszczyñsko-poznañskiej. Po ich stopnieniu dolina odwzo-rowa³a siê we wspó³czesnej powierzchni systemem wymienionych jezior. Jest to wiêc czêœciowo reproduko-wana forma kopalnej doliny marginalnej, usytuowanej na przedpolu garbu pomorskiego (Dobracka & Lewandowski, 2002). Na zachodnim krañcu rynny marginalnej jest po³o¿one zastoisko z³ocienieckie, jedno z najwiêkszych zastoisk Pomorza Zachodniego; jego ca³kowita
powierzch-nia wynosi ok. 26 km2(Maksiak & Mróz, 1974;
Paluszkie-wicz, 2004; Lewandowski, 2006).
Wszystkim jeziorom wci¹gniêtym w odp³yw Drawy (na zachodzie) i Pi³awy (na wschodzie) towarzysz¹ trzy
1
Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñska 60, 41–200 Sosnowiec; jlewando@wnoz.us.edu.pl, nita@us.edu.pl
poziomy jeziorne, œwiadcz¹ce o etapowym obni¿aniu pierwszego poziomu wód gruntowych. Poziom najwy¿szy, o zró¿nicowanej geometrii przestrzennej, jest zbudowany wy³¹cznie z osadów mineralnych pochodzenia limnogla-cjalnego (piasków, mu³ków, i³ów laminowanych). Wokó³ jezior najczêœciej wystêpuj¹ dwie pó³ki tarasowe. Taras wy¿szy, bardzo czêsto abrazyjny, wznosz¹cy siê do 2 m nad poziomem jezior, jest uformowany z osadów mineral-no-organicznych (piasków, mu³ków
mineralno-organicz-nych, kredy jeziornej). Taras ni¿szy (do 0,5 m n.p.j.), w postaci w¹skich, piaszczystych pla¿, wystêpuje powszech-nie wokó³ prawie wszystkich jezior (Lewandowski i in., 2003, 2005; Lewandowski & Heliasz, 2006).
Poziomy limnoglacjalne
Poziomy limnoglacjalne wznosz¹ siê 8–18 m nad poziom lustra wody w jeziorach. Ró¿nica wysokoœci
wyni-10 km r yn na ma r gi n a lna W i l c zk o w o - P i l e 145 130 135-140 132 128 122 128 124 141 136 140 138 125 135 145 140 138 140 129 140 Z£OCIENIEC CZAPLINEK SZCZECINEK 140 P O L S K A P O L A N D 132 Pomorze Pomerania obszary wysoczyznowe upland areas obszary sandrowe sandur areas
g³ówne obszary akumulacji limnoglacjalnej z rzêdn¹ w m n.p.m. main areas of glaciolacustrine deposition, height in m a.s.l.
g³ówne linie postojowe czo³a l¹dolodu main lines of ice-sheat extent
rynny subglacjalne glacial furrows
doliny wód roztopowych drenuj¹ce zbiorniki limnoglacjalne meltwater valleys draining glacial lakes of glaciolacustrine basins
rzeki i ich odcinki prze³omowe rivers and their gaps
g³ówne kotliny wytopiskowe main dead-ice depressions
wspó³czesne jeziora z rzêdn¹ lustra wody w m n.p.m. recent lakes,
water table height in m a.s.l.
otwory badawcze uwzglêdnione na ryc. 3 studied drillings (see fig. 3)
linie przekrojów geologicznych (patrz ryc. 2) geological cross-section lines (see fig. 2)
stanowiska badañ radiometrycznych i palinologicznych
sites of radiometry and palinology studies
obszar szczegó³owych badañ
detailed study area
Ryc. 1. Szkic geomorfologiczny Pojezierzy Drawskiego i Szczecineckiego; g³ówne linie postojowe l¹dolodu: Kr — subfaza krajeñska,
Pm1 — faza pomorska — zasiêg maksymalny, Pm2 — faza pomorska — zasiêg g³ówny; jeziora: B — Brody, C — Ciemino, D — Draw-skie, K — Krosino, Ka — KaleñDraw-skie, Ko — Komorze, L — Lubicko, Lu — Lubie, N — Niewlino, P — Pile, S — Strzeszyn, Si — Siecino, Œ — Œmiadowo, T — Trzesiecko, W — W¹sosze, Wi — Wilczkowo, Wie — Wielimie , ¯ — ¯erdno; stanowiska badañ radiometrycznych i palinologicznych (patrz ryc. 2–4): 1— Z³ocieniec I, 2 — Z³ocieniec II, 3 — Kaleñsko, 4 — £¹ka, 5 — KuŸnica Drawska, 6 — Sikory, 7 — £azice, 8 — Miêdzylesie, 9 — Pi³awa I, 10 — Liszkowo, 11 — Pi³awa II, 12 — Borne Sulinowo, 13 — Kr¹gi, 14 — wytopisko owalne, 15 — Jelenino N, 16 — Jelenino S
Fig. 1. Geomorphological sketch of Drawa and Szczecinek Lakelands; main lines of ice-sheet extent: Kr — Krajno Subphase, Pm1 —
Pomeranian Phase — maximum extent, Pm2 — Pomeranian Phase — main extent; lakes: B — Brody, C — Ciemino, D — Drawskie, K — Krosino, Ka — Kaleñskie, Ko — Komorze, L — Lubicko, Lu — Lubie, N — Niewlino, P — Pile, S — Strzeszyn, Si — Siecino, Œ — Œmiadowo, T — Trzesiecko, W — W¹sosze, Wi — Wilczkowo, Wie — Wielimie, ¯ — ¯erdno; radiometry and palinology sampling (see fig. 2–4): 1— Z³ocieniec I, 2 — Z³ocieniec II, 3 — Kaleñsko, 4 — £¹ka, 5 — KuŸnica Drawska, 6 — Sikory, 7 — £azice, 8 — Miêdzylesie, 9 — Pi³awa I, 10 — Liszkowo, 11 — Pi³awa II, 12 — Borne Sulinowo, 13 — Kr¹gi, 14 — oval dead-ice depression, 15 — Jelenino S, 16 — Jelenino N
ka g³ównie z ró¿nego po³o¿enia poziomu wody w jezio-rach. Wysokoœci bezwzglêdne s¹ bardzo zbli¿one i wahaj¹ siê w przedziale 138–145 m n.p.m., przy czym konse-kwentnie obni¿aj¹ siê w kierunku zachodnim (ryc. 1).
Najwiêkszy zbiornik limnoglacjalny istnia³ na zachodnim krañcu rynny marginalnej w okolicach Z³ocieñca (ryc. 2A). Zastoisko w koñcowej fazie rozwoju mia³o urozmaicon¹ liniê brzegow¹ i sk³ada³o siê z czterech po³¹czonych zbior-ników: suliszewskiego i stawnowskiego na zachodzie, z³ocienieckiego w centrum i wierzchowskiego na po³udniu (ryc. 1). Zastoisko po³o¿one jest w strefie marginalnej fazy pomorskiej — pomiêdzy jej maksymalnym zasiêgiem na po³udniu a postojem g³ównym na pó³nocy (K³ysz, 1990, 1998; Dobracka & Lewandowski, 2002). Œrodkowe czêœci poszczególnych zbiorników zastoiska z³ocienieckiego s¹ wype³nione osadami mu³kowymi i ilastymi, czêsto war-wowymi, o mi¹¿szoœci do 20 m. Przeciêtna gruboœæ warw jest wyj¹tkowo du¿a (2–15 cm) i ogólnie wzrasta ku stro-powi.
R. Paluszkiewicz (2004), która szczegó³owo zbada³a warunki sedymentacji górnej serii zastoiskowej, wyró¿ni³a trzy podstawowe kompleksy litofacjalne. Fazê inicjalnego rozwoju zastoiska reprezentuj¹ piaski wodnolodowcowe (lokalnie ¿wiry z brukiem po rozmytej glinie zwa³owej), fazê sedymentacji i³ów warwowych deponowanych przez sezonowe pr¹dy zawiesinowe oraz fazê koñcow¹, repre-zentowan¹ przez masywn¹ seriê mu³kowo-ilast¹, po³o¿on¹ w stropie omawianej serii. Cytowana autorka wyró¿ni³a 385 rocznych cykli depozycyjnych, które umownie okre-œlaj¹ minimaln¹ liczbê lat rozwoju najm³odszej fazy zasto-iska z³ocienieckiego. Jak wynika z datowañ OSL (Lewandowski & Heliasz, 2006), schy³kowy moment sedymentacji i³ów warwowych w zbiorniku z³ocienieckim
przypada na 13 160± 470 lat BP (Gd Tl-837).
W peryferyjnych czêœciach zastoiska z³ocienieckiego (g³ównie pó³nocnych i wschodnich), w poziomie 138–140 m n.p.m., wystêpuj¹ drobnoziarniste piaski mu³kowate prze-chodz¹ce obocznie ku pó³nocy i wschodowi w piaski wodno-lodowcowe sandrów. Tworz¹ one rozleg³¹ deltê w strefie brzegowej wspomnianego zbiornika limnoglacjalnego, akumulowan¹ przez wody proglacjalne p³yn¹ce g³ównie z pó³nocy — od strony l¹dolodu, którego czo³o stacjono-wa³o na linii g³ównego ci¹gu moren czo³owych fazy pomorskiej (ryc. 1). W pocz¹tkowym etapie rozwoju zasto-iska poziom wód by³ kontrolowany przez skanalizowany odp³yw proglacjalny (dolin¹ wód roztopowych), skiero-wany ku po³udniowemu wschodowi (Piotrowski, 2003). Drena¿ w kierunku zachodnim rozpocz¹³ siê w trakcie stopniowego rozwoju doliny Drawy, która w odcinkach prze³omowych wciê³a siê ostatecznie w osady zastoiska na g³êbokoœæ 15–18 m (ryc. 2A).
W strefie wododzia³owej pomiêdzy jeziorami Komo-rze i ¯erdno zachowa³ siê p³aski poziom limnoglacjalny
po³o¿ony na wysokoœci 140 m n.p.m. (ryc. 2B). Na nie-równym cokole gliniastym zalegaj¹ tam laminowane i³y i mu³y (Lewandowski i in., 2003). Œlady tego poziomu (135–138,5 m n.p.m.) mo¿na równie¿ przeœledziæ na pó³-nocnym brzegu jeziora Komorze. W jego stropie miejsca-mi zalega metrowa warstwa piaszczystej kredy jeziornej, a poni¿ej — piaski z przewarstwieniami mu³ków po-przecinane niewielkimi uskokami grawitacyjnymi (Marsz, 1971).
Poziom limnoglacjalny w depresji jeziora Pile jest po-³o¿ony na wysokoœci 136–140 m n.p.m., tj. 6–10 m n.p.j. Najszerszy jest po wschodniej stronie jeziora Pile, ko³o miejscowoœci Kr¹gi, oraz na pó³nocnym pó³wyspie, ko³o miej-scowoœci Pi³awa (ryc. 1). Jest zbudowany z drobnoziarni-stych piasków przechodz¹cych w sp¹gu w mu³ki piaszczy-ste (Lewandowski i in., 2005). W¹skie listwy i „wyspy” tarasu limnoglacjalnego towarzysz¹ tak¿e rynnie Pi³awy miêdzy zatok¹ jeziora Pile a Jeziorem D³ugim ko³o Lisz-kowa (ryc. 2C). W ods³oniêciu ko³o mostu w Liszkowie w pagórku widaæ deltow¹ strukturê osadów. Wyniki tekstu-ralnej i struktutekstu-ralnej analizy wyraŸnie wskazuj¹, ¿e mamy tu do czynienia z prograduj¹cym (w kierunku po³udniowo--wschodnim) czo³em niewielkiej delty, przechodz¹cej w sp¹gu w osady prodelty (Klimek & Lewandowski, 2002). Bogata w wêglany stropowa warstwa mu³owo-ila-sta ma cechy osadu deponowanego z zawiesiny w stoj¹cej wodzie. Analiza metod¹ U/Th kredy jeziornej da³a niepre-cyzyjny wynik 11,6 (+7,0; –5,9) ka. Sk³ad genetyczny malakofauny i ma³¿oraczków (Krzymiñska, 2002) wystê-puj¹cych w ich obrêbie mo¿e wskazywaæ, ¿e powstawa³y w klimacie borealnym póŸnego glacja³u lub wczesnego holocenu (Lewandowski i in., 2005). Brak w osadach sub-stancji organicznej mo¿e œwiadczyæ, ¿e delta by³a akumu-lowana w zbiorniku oligotroficznym, którego poziom wody uk³ada³ siê na rzêdnej ok. 138 m n.p.m., to znaczy 8 m powy¿ej dzisiejszego poziomu jeziora.
Najwy¿szy poziom limnoglacjalny (142–145 m n.p.m.) jest wykszta³cony w strefie wielkiej misy koñcowej
Je-lenina (ok. 12 km2), po³o¿onej na zapleczu ³uku moren
czo³owych maksymalnego zasiêgu fazy pomorskiej
(Lewandowski, 2002; Lewandowski i in., 2005). Jest zbu-dowany z drobno- ziarnistych piasków z przewarstwienia-mi mu³ków, zastêpowanyprzewarstwienia-mi obocznie i³aprzewarstwienia-mi warwowyprzewarstwienia-mi i mu³kami. Mi¹¿szoœæ serii limnoglacjalnej w œrodkowej czêœci misy koñcowej osi¹ga 22 m (otwory studzienne w Jeleniu) i maleje w strefie brzegowej do kilku metrów (ryc. 2D).
Tarasy i osady jeziorne oraz bagienno-torfowe
Osady bagienno-jeziorne (piaski ilaste, gytie wapienne i glonowe, kreda jeziorna, torfy) towarzysz¹ wszystkim zaroœniêtym i zarastaj¹cym jeziorom. Mo¿na szacowaæ, ¿e
®
Ryc. 2. Przekroje geologiczne: A — przez zastoisko z³ocienieckie, B — przez rygiel Sikory, C — wzd³u¿ górnego odcinek rynny Pi³awy, D — przez kotlinê Jelenina; profil Sikory: p — piasek, , m — mu³ek piaszczysty, t — torf, g — gytia, i — i³, gz — glina zwa³owa, profil
Liszkowo: gl — gleba, k — kreda jeziorna, m — mu³ek p — piasek, pm — piasek i mu³ek
Fig. 2. Geological cross sections of: A —Z³ocieniec glacial lake, B — Sikory riegel, C —the upper part of the Pilawa glacial valley, D — Jelenino
valley; Sikory profile: p — sand, m — sandy silt, t — peat, g — gyttja, i — clay, gz — till, Liszkowo profile: gl — soil, k — lacustrine chalk, m — silt, p — sand, pm — sand and silt
200 180 160 140 120 100 80 1 km N S morena czo³owa frontal moraine sandr sandur misa koñcowa marginal depression 1 km 14C 14C 14C strop, 2840 ± 100 lat BP sp¹g, : 5490 ± 180 lat BP top: base strop, 4510 ± 100 lat BP sp¹g, : 10980 ± 140 lat BP top:
base sp¹g,base: 7240 ± 320 lat BP poziom akumulacji sandrowej sandur accumulation horizon
poziom rz. Pi³awy Pi³awa River horizon 150 140 130 120 N S 0 5 [m] Liszkowo
poziom akumulacji limnoglacjalnej glaciolacustrine accumulation horizon
12000 ± 1300 lat BP malakofauna Pi³awa I Jelenino N Jelenino S 1 km 180 160 140 120 100 NW SE [m] 0 11 140 120 100 80 [m m.p.m.] [m a.s.l.] N S Z£OCIENIEC 1 km
A
B
C
D
torfy i mu³y torfiaste peats and peaty loams
gytie i kreda jeziorna gyttja and lacustrine chalk
namu³y rzeczne fluvial loams
piaski limnoglacjalne glaciolacustrine sands
piaski i mu³ki limnoglacjalne glaciolacustrine sands and silts
i³y i mu³ki limnoglacjalne glaciolacustrine clays and silts
¿wiry i piaski fluwioglacjalne glaciofluvial sands and gravels
piaski i ¿wiry fluwioglacjalne glaciofluvial sands and gravels
piaski fluwioglacjalne glaciofluvial sands
gliny zwa³owe fazy pomorskiej Pomeranian Phase till
gliny zwa³owe fazy leszczyñsko-poznañskiej Leszno-Poznañ Phase till
woda water 200 180 160 140 120 100 80 150 140 130 120 180 160 140 120 100 140 120 100 80 [m m.p.m.] [m a.s.l.] [m m.p.m.] [m a.s.l.] [m m.p.m.] [m a.s.l.] [m m.p.m.] [m a.s.l.] [m m.p.m.] [m a.s.l.] [m m.p.m.] [m a.s.l.] [m m.p.m.] [m a.s.l.] U/Th 14C Sikory OSL Z³ocieniec I deformacje glacitektoniczne glaciotectonic deformations 7890 ± 75 lat BP 13,16 ± 0,48 ka p mp t g i gz k pm p m gl
maksymalne mi¹¿szoœci organogenicznych i chemicznych osadów jeziornych przekraczaj¹ lokalnie 12 m. Przeciêtnie s¹ jednak mniejsze i wynosz¹ œrednio 4–6 m. W zaroœniê-tych jeziorach i zatokach wspó³czesnych jezior mi¹¿szoœæ torfów waha siê na ogó³ w przedziale 2–3 m (Lewandowski i in., 2003, 2005; Lewandowski & Heliasz, 2006). Wokó³ stromych, klifowych brzegów wszystkich jezior prze-p³ywowych wystêpuj¹ w¹skie listwy tarasów jeziornych. Jeziora drenowane przez Pi³awê i Drawê, których poziom wody znajduje siê 7–8 m ni¿ej w stosunku do jezior bez-odp³ywowych, maj¹ dwie pó³ki tarasowe.
Taras starszy — abrazyjno-akumulacyjny wznosi siê œrednio 1,7 m n.p.j. i jest zbudowany z piasków (na ogó³ drobnoziarnistych, z faun¹ miêczaków) i bruku abrazyjne-go w sp¹gu. Lokalnie w osadach wystêpuj¹ wk³adki kredy jeziornej. Przedzia³ wiekowy tworzenia siê tarasu II i towa-rzysz¹cych mu klifów i pó³ek abrazyjnych jest trudny do ustalenia. Wiek torfów le¿¹cych na kredzie jeziornej w zaroœniêtej zatoce jeziora Pile (ryc. 2C) wyznaczaj¹ daty radiowêglowe: 5490 ± 180 lat BP (sp¹g) i 2840 ± 100 lat BP (strop). W opinii Klimka (2002), m³odsza data wyznacza obni¿enie wód jeziora do wspó³czesnego poziomu. Bior¹c jednak pod uwagê wiek kopalnych torfów z prze³omowego odcinka doliny Pi³awy (od 7340 ± 7 0 lat BP do 1000 ± 40 lat BP), które le¿¹ na bruku erozyjnym i s¹ na stoku przy-kryte deluwiami piaszczystymi (Klimek, 1997), mo¿na s¹dziæ, ¿e spadek poziomu jezior nast¹pi³ w póŸnym holo-cenie. Przyczyna spadku do obecnego poziomu jest bli¿ej nieznana; Marsz (1971) wi¹¿e go ze zmianami klimatycz-nymi, natomiast Klimek (1997) dopatruje siê ingerencji cz³owieka — kolonizacja folwarczna z XVI–XIX wieku i zwi¹zane z ni¹ roboty melioracyjne w ca³ym dorzeczu Pi³awy. Ostatni¹ hipotezê potwierdza bardzo œwie¿a mor-fologia klifów, niezatarta procesami stokowymi. Najwiê-ksz¹ mi¹¿szoœæ osadów jeziornych nawiercono w rynnie Pi³awy ko³o Liszkowa. Pod 2,7-metrow¹ warstw¹ torfu wystêpuje 7-metrowa warstwa wapiennej gytii, a poni¿ej ponad 2-metrowa warstwa mu³ków piaszczystych (Lewan-dowski i in., 2003). Analiza U/Th próbki pobranej z g³êbo-koœci 8 m da³a wynik 12,0 ± 1,3 tys. lat BP (ryc. 2C).
W przesmyku po³o¿onym pomiêdzy jeziorem Brody a jeziorem £¹ka (stanowisko Miêdzylesie) nawiercono 1,7 m torfu i 4 m kredy jeziornej (Lewandowski i in., 2003). Oznaczenia radiowêglowe sp¹gowej, œrodkowej i stropowej próbki torfu da³y nastêpuj¹ce daty: 4940 ± 130 lat BP (Gd-15457); 3580 ± 130 lat BP (Gd-15449); 2100 ± 70 lat BP (Gd-15541). Najpe³niejszy a jednoczeœnie naj-bardziej interesuj¹cy profil osadów jeziornych pozyskano sond¹ mechaniczn¹ w zroœniêtym i zdrenowanym jeziorku ko³o Sikor. Jest ono po³o¿one w rynnie marginalnej, pomiêdzy jeziorami Komorze i ¯erdno (ryc. 1 i 2B). Wiek kopalnych torfów (le¿¹cych na g³êbokoœci 5,0–6,3 m)
oznaczono metod¹14C na 7890 ± 75 lat BP (Lewandowski
& Heliasz, 2006). Wyniki analizy py³kowej wskazuj¹ na rozwój wielogatunkowych lasów liœciastych z udzia-³em dêbu, lipy, wi¹zu i leszczyny oraz lasów olszowych z domieszk¹ jesionu (Nita, 2004). Osady mineralne le¿¹ce powy¿ej torfów œwiadcz¹ o pog³êbieniu zbiornika lub wyraŸnym podniesieniu poziomu wód w jeziorze
przy-padaj¹cym (wg wyników badañ14C) na pocz¹tek
atlanty-ku. Prawdopodobnie by³o to zjawisko lokalne wywo³ane zatamowaniem odp³ywu wód przez zator drzewny (¿ere-mie?).
Prze³omowe odcinki dolin rzecznych
Koryta górnej Pi³awy oraz górnej Drawy i ich do-p³ywów (w znacznym stopniu melioracyjnie wyprostowa-ne) s¹ ulokowane g³ównie w ró¿nego rodzaju obni¿eniach — najczêœciej rynnach subglacjalnych — wype³nionych osadami bagienno-torfowymi i deltowymi. Jedynie bardzo krótkie odcinki, których d³ugoœæ na ogó³ nie przekracza kilkuset metrów, maj¹ charakter erozyjnych w¹wozów (ryc. 1). Prze³omowe odcinki dolin przecinaj¹ pagórkowa-te wysoczyzny (zbudowanych z glin zwa³owych), sandry, a w wypadku Drawy — zastoisko z³ocienieckie. Doliny te s¹ bardzo w¹skie (maks. do 150 m szerokoœci), a ich strome stoki nie maj¹ ¿adnych poziomów morfologicznych, z wy-j¹tkiem 2-metrowego stopnia odpowiadaj¹cego tarasom jeziornym. Spadek rzek na tych odcinkach jest bardzo du¿y i dochodzi do 2‰. Dna koryt s¹ wys³ane brukiem erozyj-nym. Wszystkie te fakty dowodz¹ intensywnej erozji wg³êbnej, która dzia³a³a g³ównie w schy³ku plejstocenu oraz na pocz¹tku holocenu.
G³ówna faza erozji towarzyszy³a drena¿owi zbiorni-ków limnoglacjalnych (bølling–starszy dryas). Powolne pog³êbianie koryt w odcinkach prze³omowych zachodzi³o prawdopodobnie do borea³u w³¹cznie. Sp¹g kopalnych tor-fów w prze³omowym odcinku Pi³awy, le¿¹cych na bruku erozyjnym, zosta³ wydatowany na 7340 ± 70 lat BP (Kli-mek, 2002). Niemal wszystkie daty sp¹gu torfów w kotli-nach bezodp³ywowych s¹ w przedziale 8–7 tys. lat BP. Intensywne zarastanie kotlin rozpoczê³o siê prawdopodob-nie po ustabilizowaniu poziomu wód gruntowych, a wiêc i poziomu jezior, w pocz¹tkach okresu atlantyckiego. Ostat-nia faza erozji zosta³a wywo³ana czynnikami antropo-genicznymi — odlesianiem i melioracj¹ w XVI–XIX wieku.
Wyniki analizy py³kowej
Przedmiotem badañ by³y osady organiczne z trzech sta-nowisk: Lêdyczek, Kr¹gi i Miêdzylesie. Osady by³y pod-dawane maceracji z u¿yciem KOH, HCl, HF oraz acetolizy Erdtmana. Diagramy py³kowe zosta³y narysowane z wyko-rzystaniem programu komputerowego Polpal (Walanus & Nalepka, 1994, 1999). Ka¿dy diagram zosta³ podzielony na lokalne poziomy py³kowe (ryc. 3), ich krótki opis zawiera tabela 1.
Stanowisko Lêdyczek jest po³o¿one w zlewni Gwdy (poza analizowanym obszarem), jednak z uwagi na najbar-dziej kompletny profil zosta³o uwzglêdnione w niniejszym opracowaniu. W ¿adnym z wymienionych stanowisk profil osadów holocenu nie jest kompletny. Ze wzglêdu na trud-noœci techniczne osady z profilu Lêdyczek i Miêdzylesie nie zosta³y przewiercone do sp¹gu. W osadach m³odszej czêœci profili iloœæ py³ku by³a bardzo ma³a, a sporomorfy czêsto by³y zniszczone, dlatego okres subborealny jest reprezentowany w diagramach py³kowych jednie przez pojedyncze próbki. Akumulacja torfu zosta³a przerwana w starszej czêœci tego okresu, w profilach badanych stano-wisk brak jest osadów korelowanych z okresem subatlan-tyckim.
Schy³ek zlodowacenia wis³y jest reprezentowany jedy-nie w stanowisku Lêdyczek (poziom Betula-NAP). Obraz py³kowy rejestruje wzrost znaczenia zbiorowisk brzozo-wo-sosnowych, które wkracza³y na siedliska po
wyco-7410 ±120 3820 ±190 4660 ±170 mu³ek silt i³ clay torf peat gytia wapienna calcareous gyttja kreda jeziorna lacustrine chalk 50 110 160 180 200 220 250 270 300 320 350 370 400 420 450 500 540 560 20 60 85 120 140 160 182 210 240 260 284 330 350 387 420 440 472 491 35 110 190 225 265 295 340 390 410 460 490
Miêdzylesie
Lêdyczek
Kr¹gi
Litologia Lithology Litologia Lithology Litologia Lithology G³êbokoœæ [cm] Depth [cm] G³êbokoœæ [cm] Depth [cm] G³êbokoœæ [cm] Depth [cm] AP AP AP NAP NAP NAP Wiek C B P 14 Age C B P 14 Wiek C B P 14 Age C B P 14 50% 50% 50% 50% 50% Thelypteris palustris Betula alba typ Pinus sylvestris typPopulus Salix Ulmus Cor
ylus avellana Alnus Fraxinus excelsior Quercus Tilia cordata typ Picea abies Carpinus betulus Fagus sylvatica
Cyperaceae Poaceae Artemisia Filicales
monolete Acer Taxus baccata Betula alba typ Betula nana typ Pinus sylvestris typ
Populus Salix Juniperus Ulmus Cor
ylus avellana Alnus Fraxinus excelsior Quercus Tilia cordata typ Picea abies Carpinus betulus Fagus sylvatica
Cyperaceae Poaceae Artemisia Filicales
monolete Thelypteris palustris Betula alba typ Betula nana typ Pinus sylvestris typ
Populus Salix Juniperus Ulmus Cor
ylus avellana Alnus Fraxinus excelsior Quercus Tilia cordata typ Acer Tilia platyphyllos typ Picea abies Carpinus betulus Fagus sylvatica
Cyperaceae Poaceae Artemisia Filicales
monolete Thelypteris palustris Pinus Lokalne poziomy py³kowe Local pollen assemblage zones Lokalne poziomy py³kowe Local pollen assemblage zones Lokalne poziomy py³kowe Local pollen assemblage zones Betula Okres Period Okres Period Okres Period Pinus-Betula Corylus-Alnus-Pinus Corylus-Pinus Corylus-Pinus Quercus-Corylus-Pinus Quercus-Corylus Pinus-Carpinus Pinus-Carpinus Pinus-Carpinus SB AT BO PB Betula-Pinus Betula-NAP Corylus-Alnus SB AT BO PB SB AT
Ryc. 3. Uproszczone, procentowe diagramy py³kowe ze stanowisk Miêdzylesie, Lêdyczek i Kr¹gi Fig. 3. Simplified percentage pollen diagrams from the Miêdzylesie, Lêdyczek and Kr¹gi sites
fuj¹cych siê zbiorowiskach roœlin zielnych. Ci¹g³a krzywa py³ku Betula nana t. œwiadczy, ¿e brzoza kar³owata prze-trwa³a jeszcze z wczeœniejszego, niereprezentowanego w profilu okresu, w którym mog³y siê rozwijaæ na tym obszarze p³aty tundry krzewiastej. W s¹siedztwie stanowi-ska, na terenach suchych, otwartych rós³ tak¿e ja³owiec (Juniperus).
Osady korelowane z okresem preborealnym (PB) wystêpuj¹ w dwóch stanowiskach (Lêdyczek i Miêdzyle-sie). Sk³ad spektrów py³kowych wskazuje, ¿e zbiorowiska
roœlinne, które rozwija³y siê w bezpoœrednim s¹siedztwie obu jezior, s¹ typowe dla tego okresu. Pocz¹tkowo by³y to zbiorowiska brzozowe z domieszk¹ sosny (poziom Betu-la), póŸniej brzozowo-sosnowe i sosnowe. Udzia³ py³ku Pinus sylvestris t., wzrastaj¹cy do 60% w poziomie Pinus-Betula, œwiadczy o du¿ym znaczeniu sosny w okolicy Miê-dzylesia. W m³odszej czêœci okresu preborealnego rola sosny w tym rejonie wzros³a jeszcze bardziej i prawdopo-dobnie bory sosnowe dosyæ szczelnie otoczy³y jezioro (poziom Corylus-Pinus). W rejonie Lêdyczka znaczenie
Tab. 1. Opis lokalnych poziomów py³kowych
Table 1. Description of local pollen assemblage zones (L PAZ) Stanowisko
Sites
Poziomy py³kowe Pollen assemblage zones
Opis lokalnych poziomów py³kowych Description of local pollen assemblage zones
Miêdzylesie Pinus-Carpinus Nieznaczne zwiêkszenie zawartoœci py³ku Pinus sylvestris t. (maks. 61%), udzia³ Carpinus betulus — 2%, Fagus sylvatica — 1%, spadek udzia³u Quercus do 2%, Corylus avellana do 4% Slight increase in pollen values of Pinus sylvestris t. (max. 61%), the proportion of Carpinus betulus 2%, Fagus sylvatica 1%, decrease in Quercus to 2%, Corylus avellana to 4% Quercus-Corylus-Pinus Wiêksza iloœæ py³ku Quercus (maks. 13%), mniejszy udzia³ Corylus avellana (4–9%) i Pinus
sylvestris t. (44–57%)
Higher pollen values of Quercus (max. 13%), lower proportion of Corylus avellana (4–9%) and Pinus sylvestris t. (44–57%)
Corylus-Alnus-Pinus Wzrost zawartoœci py³ku Corylus avellana do 12%, Alnus do 14%, Quercus do 4%, Tilia cordata t. do 2%, Ulmus do 2%, mniejszy udzia³ Pinus sylvestris t. (56–68%)
Increase in pollen values of Corylus avellana up to 12%, Alnus to 14%, Quercus to 4%, Tilia cordata t. to 2%, Ulmus to 2%, lower proportion of Pinus sylvestris t. (56–68%)
Corylus-Pinus Dalsze zwiêkszanie udzia³u py³ku Pinus sylvestris t. (maks. 81%). Iloœæ Corylus avellana w przedziale 1–7%
Further increase in pollen values of Pinus sylvestris t. (max. 81%). The values of Corylus avellana in the range of 1–7%
Pinus-Betula Wzrost zawartoœci py³ku Pinus sylvestris t. do 60%, spadek Betula alba t. do 22%
Increase in pollen values of Pinus sylvestris t. up to 60%, and decrease in Betula alba t. to 22% Betula Du¿y udzia³ py³ku drzew i krzewów (AP) — 86%, g³ównie Betula alba t. (56%) oraz Pinus
sylvestris t. (27%)
High proportion of trees and shrubs’ pollen (AP) — 86%, mainly Betula alba t. (56%) and Pinus sylvestris t. (27%)
Lêdyczek Pinus-Carpinus Spadek udzia³u py³ku Pinus sylvestris t. do min. 56%, zawartoœæ Carpinus betulus — 2%, Fagus sylvatica — 0,2%
Decrease in proportion of Pinus sylvestris t. to min. 56%, Carpinus betulus 2%, Fagus sylvatica 0.2%
Pinus Bardzo wyraŸny wzrost zawartoœci py³ku Pinus sylvestris t. do 86%, ma³y udzia³ Quercus (1–5%), Corylus avellana (2–7%) i Tilia cordata t. (1–2%)
Very significant increase in pollen values of Pinus sylvestris t. to 86%, low proportion of Quercus (1–5%), Corylus avellana (2–7%) and Tilia cordata t. (1–2%)
Corylus-Alnus Wzrost wartoœci Corylus avellana do 22%, Alnus do 20% i Quercus do 4%. Spadek udzia³u Pinus sylvestris t. do min. 20%
Increase in Corylus avellana to 22%, Alnus to 20% and Quercus to 4%. Decrease in pollen values of Pinus sylvestris t. to min. 20%
Corylus-Pinus Udzia³ Corylus avellana wzrasta do 16%, Ulmus do 2%, Pinus sylvestris t. do 46%, spadek zawartoœci Betula alba t. do 31%
Proportion of Corylus avellana increases to 16%, Ulmus to 2%, Pinus sylvestris t. to 46%, decrease in pollen values of Betula alba t. to 31%
Betula-Pinus Wzrost udzia³u py³ku drzew i krzewów (AP) powy¿ej 90%, g³ównie Betula alba t. (maks. 54%) i Pinus sylvestris t. (maks. 41%)
Increase in proportion of trees and shrubs’ pollen (AP) over 90%, mainly Betula alba t. (max. 54%) and Pinus sylvestris t. (max. 41%)
Betula-NAP Udzia³ py³ku roœlin zielnych (NAP) — 30%, g³ównie Poaceae, Cyperaceae i Artemisia. Zawartoœæ py³ku Betula nana t. — maks. 1,1%
The percentage of herbaceous plants pollen (NAP) is 30%, mainly Poaceae, Cyperaceae and Artemisia. The pollen values of Betula nana t. max. 1.1%
Kr¹gi Pinus-Carpinus Zwiêkszenie iloœci Pinus sylvestris t. do 60%, spadek udzia³u Corylus avellana do min. 2%, Quercus do 4% i Tilia cordata t. do 1% w stropie poziomu. Ma³y udzia³ py³ku Carpinus betulus (maks. 4%) i Fagus sylvatica (0,5%).
Increase in pollen values of Pinus sylvestris t. to 60%, decrease in Corylus avellana pollen to min. 2%, Quercus to 4% and Tilia cordata t. to 1% at the top of the zone. Low pollen values of Carpinus betulus (max. 4%) and Fagus sylvatica (0.5%)
Quercus-Corylus Bardzo du¿y udzia³ py³ku drzew i krzewów (AP) — powy¿ej 95%, g³ównie Alnus (maks. 33%), Corylus avellana (maks. 20%), Quercus (maks. 15%) i Tilia cordata t. (maks. 5%). Ma³a iloœæ Pinus sylvestris t. (11–25%)
Very high proportion of trees and shrubs’ pollen (AP), above 95%, mainly Alnus (max. 33%), Corylus avellana (max. 20%), Quercus (max. 15%) and Tilia cordata t. (max. 5%). Low pollen values of Pinus sylvestris t. (11–25%)
sosny w krajobrazie leœnym by³o w tym czasie wyraŸnie mniejsze. Dopiero w m³odszej czêœci okresu preboreal-nego krajobraz leœny zacz¹³ siê stopniowo ró¿nicowaæ. W przeœwietlonych p³atach lasów sosnowych i na ich obrze¿ach pojawi³a siê leszczyna (Corylus avellana), a na bardziej ¿yznych glebach zacz¹³ siê pojawiaæ wi¹z (Ulmus).
Okres borealny (BO) to przede wszystkim wzrost zna-czenia leszczyny (Corylus avellana) oraz pojawienie siê olszy (Alnus) i dêbu (Quercus). Wzrost udzia³u py³ku Corylus w poziomie Corylus-Alnus sugeruje, ¿e w s¹siedz-twie jeziora w Lêdyczku leszczyna nie tylko wchodzi³a w sk³ad podszycia leœnego, ale mog³a te¿ tworzyæ samodziel-ne zaroœla (Ralska-Jasiewiczowa, 1966; Mamakowa, 1989). Znaczenie sosny w tym rejonie wyraŸnie spad³o, chocia¿ nadal by³a obecna w zbiorowiskach leœnych. Nato-miast w s¹siedztwie stanowiska Miêdzylesie lasy sosnowe straci³y niewiele na znaczeniu — du¿a zawartoœæ py³ku Pinus sylvestris t. (maks. 68%) wskazuje, ¿e nadal utrzy-ma³y dominuj¹c¹ pozycjê w krajobrazie leœnym (poziom Corylus-Alnus-Pinus). Na siedliskach podmok³ych rozwi-nê³y siê zbiorowiska olszowe, miejscami z domieszk¹ jesionu (Fraxinus excelsior). Nowym sk³adnikiem lasów by³ te¿ d¹b (Quercus), który wkracza³ prawdopodobnie do zbiorowisk sosnowych, wypieraj¹c je z ¿yŸniejszych sie-dlisk.
W okresie atlantyckim (AT) warunki lokalne nadal bar-dzo wyraŸnie wp³ywa³y na zró¿nicowanie zbiorowisk leœnych w poszczególnych stanowiskach. W otoczeniu Lêdyczek stopniowo zaczê³o rosn¹æ znaczenie borów sosnowych (poziom Pinus). Udzia³ py³ku Pinus sylvestris t., przekraczaj¹cy w tej czêœci profilu 85%, sugeruje, ¿e sosna bardzo wyraŸnie zdominowa³a krajobraz leœny. W tym rejonie wystêpuj¹ rozleg³e, piaszczyste powierzchnie san-dru Gwdy i prawdopodobnie dlatego nie rozwinê³y siê tutaj typowe dla okresu atlantyckiego wielogatunkowe lasy liœ-ciaste z udzia³em dêbu, lipy, klonu i leszczyny, których obecnoœæ tak wyraŸnie siê zaznaczy³a w Borach Tuchol-skich (Miotk-Szpiganowicz, 1992; Milecka, 2005; Noryœ-kiewicz, 2006). W starszej czêœci okresu atlantyckiego w rejonie jeziora, sk¹d pochodzi badany profil, utworzy³o siê torfowisko, na które wkroczy³y paprocie, w tym m.in. Thelypteris palustris. Prawdopodobnie zmiany hydro-logiczne zwi¹zane z czêœciowym osuszeniem niektórych siedlisk spowodowa³y radykalny spadek znaczenia olszy (Alnus).
W rejonie Miêdzylesia i Krêgów roœlinnoœæ by³a znacz-nie bardziej typowa dla okresu atlantyckiego. Jezioro w Krêgach otacza³y wielogatunkowe lasy liœciaste z udzia-³em dêbu (Quercus), lipy (Tilia cordata t.), klonu (Acer), wi¹zu (Ulmus) i leszczyny (Corylus avellana) (poziom Quercus-Corylus), a tak¿e zbiorowiska olszowe z domieszk¹ jesionu (Fraxinus excelsior). Ma³a zawartoœæ py³ku Pinus sylvestris t. wskazuj¹, ¿e rola sosny by³a na tym terenie nie-wielka. Podobne zbiorowiska leœne wystêpowa³y tak¿e w Miêdzylesiu (poziom Quercus-Corylus-Pinus), chocia¿ znaczenie sosny na tym obszarze by³o znacznie wiêksze ni¿ w Krêgach. Cis (Taxus baccata) nie wystêpowa³ w bezpoœrednim s¹siedztwie stanowisk, ale pojedyncze ziarna py³ku w Kr¹gach œwiadcz¹ o jego obecnoœci w tym rejonie.
Osady organiczne najm³odszej czêœci badanych profili reprezentuj¹ jedynie starsz¹ czêœæ okresu subborealnego
(SB). W rejonie Miêdzylesia i Krêgów wyraŸnie wzros³o znaczenie sosny, która stopniowo stawa³a siê domi-nuj¹cym elementem krajobrazu leœnego. Wielogatunkowe lasy liœciaste, które ros³y jeszcze w najstarszej czêœci tego okresu w otoczeniu stanowiska Kr¹gi, póŸniej niemal zupe³nie zosta³y wyparte przez zbiorowiska sosnowe. W diagramach py³kowych na granicy okresu atlantyckiego i subborealnego jest widoczny nieznaczny spadek udzia³u py³ku Ulmus. Krzywa promilowa graba (Carpinus betulus) i buka (Fagus sylvatica) wskazuje, ¿e drzewa te stopniowo przybli¿a³y siê do badanego regionu. W tej czêœci Polski grab rozprzestrzeni³ siê na wiêksz¹ skalê dopiero w m³od-szej czêœci okresu subborealnego, ok. 3000 lat BP (Ral-ska-Jasiewiczowa i in., 2004).
W starszej czêœci okresu subborealnego procesy sp³ycania i zarastania doprowadzi³y ostatecznie do prze-kszta³cenia jezior w Miêdzylesiu i Krêgach w torfowiska. W ich s¹siedztwie, na siedliskach podmok³ych rozwija³y siê nadal zbiorowiska olszowe, a w obrêbie torfowisk ros³y paprocie, m.in. Thelypteris palustris.
Podsumowanie
Osady piaszczysto-mu³kowo-ilaste poziomów limno-glacjalnych reprezentuj¹ akumulacjê inicjalnego etapu powstawania jezior, kiedy poziom wód w stosunku do najm³odszych odp³ywów sandrowych obni¿y³ siê o kilka, kilkanaœcie metrów (ryc. 4) i by³ przez pewien czas kontro-lowany przez skanalizowane przep³ywy dolinami wód roz-topowych ku po³udniowi (ryc. 1). Rolê dolin drenuj¹cych odgrywa³y tak¿e rynny subglacjalne P³ytnicy i Pi³awy, stopniowo uwalniane z konserwuj¹cych je martwych lodów. Rynna marginalna jezior: Pile, Strzeszyn, Brody, Rakowo, Komorze, ¯erdno, Drawskie, Wilczkowo (ryc. 1 i 4) w pewnym okresie stanowi³a system jezior po³¹czo-nych przelewowymi dolinkami kieruj¹cymi odp³yw ku zachodowi, w kierunku zastoiska z³ocienieckiego. Daty OSL stropowych partii i³ów warwowych wspomnianego zastoiska sugeruj¹, ¿e funkcjonowa³o do najstarszego dryasu w³¹cznie (Lewandowski, 2006). Obecnoœæ bardzo licznych zag³êbieñ wytopiskowych w poziomie limno-glacjalnym dowodzi, ¿e w jego rozwoju znaczny udzia³ mia³y bry³y martwego lodu.
Drena¿ zbiorników limnoglacjalnych, które znalaz³y siê w zlewni Pi³awy i P³ytnicy, rozpocz¹³ siê zanim na obszar Pojezierza Pomorskiego wkroczy³a roœlinnoœæ. Zbior-niki, w których zachodzi³a intensywna sedymentacja mine-ralna, istnia³y w schy³kowym zlodowaceniu wis³y, ci¹gle pog³êbiaj¹c siê na skutek powolnego topnienia zagrzeba-nych bry³ martwego lodu. Drena¿ wód w zbiornikach bez-odp³ywowych by³ spowodowany odp³ywem podziemnym, kontrolowanym przez poziom wód gruntowych, który bar-dzo d³ugo utrzymywa³ siê na rzêdnej ok. 145 m n.p.m. we wschodniej czêœci (dorzecze Pi³awy) i ok. 140 m n.p.m. w zachodniej czêœci (dorzecze Drawy).
Finalny etap rozwoju mis jeziornych wi¹za³ siê z osta-tecznym roztopieniem zagrzebanych bry³ martwego lodu. Czas i tempo zaniku pogrzebanych bry³ lodu by³y bardzo ró¿ne i zale¿a³y od wielu czynników (patrz Nowaczyk, 1994; Marks, 1996; B³aszkiewicz, 2005), jednak najistot-niejsze by³y wielkoœæ (g³ównie mi¹¿szoœæ) bry³ i stopieñ ich izolacji. Wydaje siê, ¿e najpóŸniej martwy lód stopi³ siê w g³êbokich na kilkadziesi¹t metrów rynnach
subglacjal-nych. Proces ten móg³ trwaæ do preborea³u w³¹cznie (por. B³aszkiewicz, 2005), o czym œwiadcz¹ najstarsze daty radiowêglowe torfów, mieszcz¹ce siê w przedziale 11–9 tys. lat BP (ryc. 5). Wczeœniej (prawdopodobnie w najstarszym dryasie) zosta³y zdrenowane zastoiska wierz-chowskie i z³o- cienieckie. Znacznie d³u¿ej (prawdopodob-nie do starszego dryasu?) dzia³a³ zbiornik limnoglacjalny w kotlinie Jelenina. G³êbokie i rozleg³e jeziora rynnowe (Drawskie, Siecino, W¹sosze) s¹ zapewne pozosta³oœciami zbiorników limnoglacjalnych, w których proces sedymen-tacji odbywa³ siê nieprzerwanie. Po roztopieniu bry³ mar-twego lodu rygluj¹cych odp³yw powierzchniowy i w wyniku dzia³ania erozji wg³êbnej w odcinkach przelewo-wych poziom wód gruntoprzelewo-wych zacz¹³ gwa³townie spadaæ. Moment ten nale¿y wi¹zaæ z ostatecznym zanikiem wielo-letniej zmarzliny, prawdopodobnie pod koniec allerødu (patrz Kozarski, 1995; Marks, 1996; B³aszkiewicz, 2005). Podczas deglacjacji subaeralnej (topnienia zagrze-banych bry³ martwego lodu) zaczê³a siê formowaæ sta³a sieæ odp³ywu rzecznego. G³ówna faza erozji w prze³o-mowych odcinkach rzek przypad³a zapewne na schy³ek plejstocenu i trwa³a (z coraz mniejszym natê¿eniem) do preborea³u lub borea³u w³¹cznie (patrz B³aszkiewicz, 2005). Dowodz¹ tego najstarsze daty radiowêglowe (9500 ± 270 lat BP) uzyskane z torfów w kotlinkach wytopisko-wych po³o¿onych na sandrach (ryc. 5). Drena¿ rzeczny spowodowa³ szybkie obni¿enie poziomu wód gruntowych o kilkanaœcie metrów. Procesowi temu sprzyja³ ostateczny zanik wieloletniej zmarzliny, której obecnoœci dowodz¹
kliny mrozowe obserwowane w stropie osadów sandro-wych (Borówka & Marsz, 1975; Kozarski, 1995). Jeziora, które znalaz³y siê w strefie drena¿u powierzchniowego, znacznie siê sp³yci³y lub zanik³y. Poziom wody w systemie jezior drenowanych przez Drawê i Pi³awê obni¿y³ siê osta-tecznie o 8–18 m (ryc. 4) i na bardzo d³ugo (atlantyk–sub-atlantyk) ustabilizowa³ siê na poziomie ok. 2 m wy¿szym od wspó³czesnego.
W pocz¹tkach holocenu coraz wiêksz¹ rolê w kszta³-towaniu rzeŸby (jej utrwalaniu) zaczê³a odgrywaæ szata roœlinna, która skutecznie zahamowa³a procesy stokowe. Dostawa materia³u mineralnego do zbiorników zosta³a bar-dzo ograniczona. Wszystkie zbiorniki wodne zaczê³y siê stopniowo wype³niaæ osadami fitogenicznymi. Wyniki analiz palinologicznych wskazuj¹, ¿e kreda jeziorna i gytia reprezentuj¹ na ogó³ okresy: preborealny, borealny, at-lantycki, natomiast wiêkszoœæ torfów utworzy³a siê pod koniec atlantyku i w subboreale (patrz ryc. 5). Sedymenta-cja jeziorna rozpoczê³a siê w póŸnym glaSedymenta-cjale (allerødzie) i trwa do dziœ. Jednak¿e wiêkszoœæ ma³ych i p³ytkich zbior-ników bezodp³ywowych oraz p³ytkich zatok jeziornych zosta³a zape³niona ju¿ w subboreale.
Obni¿enie poziomu jezior przep³ywowych o ok. 2 m mia³o prawdopodobnie przyczyny antropogeniczne i wi¹za³o siê z intensywn¹ kolonizacj¹ (XVI i XVII wiek) oraz XIX-wieczn¹ melioracj¹, na du¿¹ skalê przeprowadzon¹ w dorzeczach Drawy i Pi³awy. Najni¿szy (do 0,5 m) taras jeziorny jest efektem sezonowych wahañ poziomu wód, które w skrajnych sytuacjach dochodz¹ do 1 m.
180 170 160 150 140 130 120 110 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -10 180 170 160 150 140 130 120 110 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -10 m n.p.m m a.s.l. m n.p.m m a.s.l. Z³ocieniec sp¹g osadów zlodowacen ia w is ³y ¯erdno stropmiocenu topof Miocene
Sikory LiszkowoMiêdzylesie
Jelenino N sandr Drawy Drawa sandur
kemy kames
moreny czo³owe frontal
moraines moreny spiêtr
zone
moreny czo³owe
sandr Pi³awy Pi³awa sandur
sandr P³ytnicy P³ytnica sandur sandr Dobrzycy
Dobrzyca sandur
jeziorne i rzeczneosady interglacja³u
mazowieckiego
lacustrine andfluvial deposits
of the MazovianInterglacial
W E
poziom limnoglacjalny glaciolacustrine horizon Kr¹gi
Rakowo Siemczyno Jelenino S Stare Drawsko t.II 13160 BP 12440 BP 7890 BP 10980 BP 7240 BP 9500 BP
base deposits of the Vis
o tul a a G l ciati n osady limnoglacjalne: glaciolacustrine deposits: torfy peats
gytia i kreda jeziorna gyttia and lacustrine chalk
piaski sands piaski i ¿wiry rzeczne
fluvial sands and gravels
piaski sands mu³ki piaszczyste sandy silts i³y warwowe varved clays glina zwa³owa till osady bagienne i jeziorne:
swamp and lacustrine deposits:
mu³y organiczne organic silts frontal moraines push moraines 7240 BPdatowania14 14C i OSL C & OSL dating t.II
t.II
t.II
Ryc. 4. Syntetyczny przekrój geologiczny wzd³u¿ rynny marginalnej Wilczkowo–Pile Fig. 4. Synthetic cross section through the Wilczkowo–Pile marginal glacial valley
Stratygrafia Stratigraphy Zbiorniki limnoglacjalne Glaciolacustrine basins Jeziorka wysoczyznowe Morainic plateau lakes Jeziora w kotlinach wytopiskowych Dead-ice depression lakes Jeziora w rynnach subglacjalnych Furrow lakes Zaroœniête zatoki wspó³czesnych jezior The bays of the recent lakes 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17
ZLODOW
ACENIE
WIS£
Y
VISTULA
GLACIA
TION
subatlantyk Subatlantic subborea³ Subboreal atlantyk Atlantic borea³ Boreal preborea³ Preboreal m³odszy dryas Younger Dryasstarszy dryas Older Dryas
faza pomorska Pomeranian Phase najstarszy dryas Oldest Dryas wytapianie martwych lodów dead-ice melting Bolling Allerod
Typy form geomorfologicznych Type of geomorphological forms
S
N
£¹ka „wytopisko owalne” ”oval dead-ice d epression” £azice KuŸnica Drawska Miêdzylesie Krêgi Borne Sulinowo Sikory Jelenino S Jelenino N Z³ocieniec II Z³ocieniec I Pi³awa I Kaleñsko Liszkowo faza leszczyñsko--poznañska Leszno-Poznañ Phase funkcjonowanie zbiorników limnoglacjalnych existence of glaciolacustrine basins aktywny l¹dolódactive ice cap
Doliny pr ze³omowe V alleys gaps Pi³awa II g³ówna faza erozji rzecznej U/Th main phase of fluvial erosion
datowania OSL i U/Th OSL and U/Th dating
datowania14C radiocarbon dating
profile palinologiczne palinology profiles
przypuszczalna, czasowa granica przetrwania martwych lodów presumed time-extent of dead-ice masses Wiek [ka BP] Age
HOLOCEN
HOLOCENE
Ryc. 5. Tabela stratygraficzna z datami radiometrycznymi i profilami palinologicznymi osadów limnoglacjalnych i jeziornych oraz
g³ówne etapy deglacjacji
Fig. 5. Stratigraphic table containing radiometric datings and palynological profiles of glacilacustrine and lacustrine deposits with main
Literatura
B£ASZKIEWICZ M. 2005 — PóŸnoglacjalna i wczesnoholoceñska ewolucja obni¿eñ jeziornych na Pojezierzu Kociewskim (wschodnia czêœæ Pomorza). Pr. Geogr., 201: 1–192.
BORÓWKA K. & MARSZ A. 1975 — Pseudomorfozy szczelin lodo-wych w okolicach Rakowa nad jeziorem Komorze (Pojezierze Draw-skie). Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 28: 29–40.
DOBRACKA E. & LEWANDOWSKI J. 2002 — Strefa marginalna fazy pomorskiej lobu Parsêty (Pomorze Œrodkowe). [W:] Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. IX Konferencja „Stratygrafia plejstocenu Polski”. Oddzia³ Pomorski PIG i Wydz. Nauk o Ziemi UŒ, Szczecin-Sosnowiec: 109–117.
GALON R. 1972 — Pojezierze Pomorskie i przyleg³e wysoczyzny jeziorne. [W:] Galon R. (red.) Geomorfologia Polski. T. 2, Ni¿ Polski. PWN, Warszawa: 35–110.
KARCZEWSKI A. 1989 — Morfogeneza strefy marginalnej fazy pomorskiej na obszarze lobu Parsêty w vistulianie (Pomorze Œrodko-we). Seria Geografia, 44. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ: 1–48. KARCZEWSKI A. 1990 — Morphogenesis of the Pomeranian Phase marginal zone in the Parsêta lobe region in the Vistulian, middle Pome-rania. Questiones Geogr., 13/14: 43–68.
KARCZEWSKI A. 1991 — Rozwój i zasiêg fazy pomorskiej w obrê-bie lobu Parsêty podczas zlodowacenia vistuliañskiego. [W:]
Kostrzewski A. (red.) Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwarto-rzêdowych. Seria Geografia, 50. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ: 60–65. KARCZEWSKI A. 1994 — Morpho- and lithogenetic diversification of the Pomeranian Phase in western and central Pomerania. Z. Geomorph. Suppl., 95: 35–48.
KARCZEWSKI A. 1997 — Geomorfologia i rozwój rzeŸby przedpola fazy pomorskiej w pó³nocnym s¹siedztwie jeziora Pile. [W:] Bukowska-Jania E. & Pulina M. (red. nauk.) Studia nad œrodowiskiem geograficznym Bornego Sulinowa. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa: 69–74.
KLIMEK K. 1997 — Charakterystyka rzeŸby i paleogeografii pó³noc-nej czêœci miêdzyrzecza Pilawy — P³ytnicy. [W:] Bukowska-Jania E. & Pulina M. (red. nauk.) Studia nad œrodowiskiem geograficznym Bor-nego Sulinowa. Wyd. Nauk PWN, Warszawa: 75–87.
KLIMEK K. 2002 — Transformacja odwodnienia strefy jeziora Pile. [W:] Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. IX Konferencja „Stratygrafia plejstocenu Polski”. Oddzia³ Pomorski PIG i Wydz. Nauk o Ziemi UŒ, Szczecin-Sosnowiec: 118–121. KLIMEK K. & LEWANDOWSKI J. 2002 — Rynna Pi³awy. Stanowisko nr 5 — Liszkowo. [W:] Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa margi-nalna lobu Parsêty. IX Konferencja „Stratygrafia plejstocenu Polski”. Oddzia³ Pomorski PIG i Wydz. Nauk o Ziemi UŒ, Szczecin-Sosnowiec: 161–166.
K£YSZ P. 1990 — Mechanizm kszta³towania siê strefy marginalnej fazy pomorskiej na obszarze Pojezierza Drawskiego. Seria Geografia, 47. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ.
K£YSZ P. 1991 — Problem zasiêgu fazy pomorskiej na obszarze Poje-zierza Drawskiego w œwietle badañ w rejonie Osieka Drawskiego i Kalisza Pomorskiego. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 42: 103–132.
K£YSZ P. 1998 — Zasiêg l¹dolodu fazy pomorskiej na Pojezierzu Drawskim w œwietle badañ w rejonie Czaplinka ¯abina oraz Kalisza Pomorskirgo. [W:] Kostrzewski A.(red.) RzeŸba i osady czwartorzêdo-we obszarów wspó³czesnego i plejstoceñskiego zlodowacenia pó³kuli pó³nocnej. Seria Geografia, 58. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ: 112–124. KOZARSKI S. 1995 — Deglacjacja pó³nocno-zachodniej Polski: warunki œrodowiska i transformacja geosystemu. Dokumentacja Geo-graficzna, 1. IGIPZ PAN. Wyd. Continuo, Wroc³aw.
KRZYMIÑSKA J. 2002 — Ekspertyza malakofauny z osadów czwartorzêdowych ods³oniêcia Liszkowo (dolina Pi³awy). CAG Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
LEWANDOWSKI J. 2002 — Kotlina wytopiskowa Jelenina i jej obrze¿enie. Stanowisko nr 7 — Jelenino. [W:] Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. IX Konferencja
„Straty-grafia plejstocenu Polski”. Oddzia³ Pomorski PIG i Wydz. Nauk o Zie-mi UŒ, Szczecin-Sosnowiec: 172–175.
LEWANDOWSKI J. 2006 — Geneza zastoiska z³ocienieckiego na Pojezierzu Drawskim. [W:] Przewodnik XIII Konferencji „Stratygrafia plejstocenu Polski” — Maróz 2006. Pañstwowy Inastytut Geologiczny, Warszawa: 91–93.
LEWANDOWSKI J., CHYBIORZ R. & HELIASZ Z. 2003 — Szcze-gó³owa mapa geologiczna Polski wraz z Objaœnieniami, 1 : 50 000. Arkusz £ubowo. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. LEWANDOWSKI J., HELIASZ Z. & KLIMEK K. 2005 — Szcze-gó³owa mapa geologiczna Polski wraz z Objaœnieniami, 1 : 50 000. Arkusz Sulinowo. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. LEWANDOWSKI J. & HELIASZ Z. 2006 — Objaœnienia do Szcze-gó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000. Arkusz Czaplinek. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
MAKSIAK S. & MRÓZ W. 1974 — Mapa geologiczna Polski 1 : 200 000, wyd. A. Arkusz Szczecinek. Wyd. Geol., Warszawa.
MAKSIAK S. & MRÓZ W. 1978 — Czwartorzêd œrodkowej czêœci Pojezierza Pomorskiego. Biul. Inst. Geol., 300: 97–152.
MARKS L. 1996 — Rola martwego lodu w kszta³towaniu mis jezior-nych obecjezior-nych pojezierzy. Acta Geogr. Lodz., 71: 181–193.
MAMAKOWA K. 1989 — Late Middle Polish Glaciation, Eemian and Early Vistulian vegetation at Imbramowice near Wroc³aw and the pol-len stratigraphy of this part of the Pleistocene in Poland. Acta Palae-obot., 29, 1: 11–176.
MARSZ A. 1971 — Zmiany linii brzegowej jeziora Komorze (Pojezie-rze Drawskie). Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 24: 187–196. MARSZ A. 1973 — Niektóre zagadnienia geomorfologii bezpoœrednie-go przedpola zasiêgu stadia³u pomorskiebezpoœrednie-go na Pojezierzu Drawskim (na przyk³adzie obrze¿enia rynny marginalnej Drawsko–Pile). Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 26: 97–143.
MILECKA K. 2005 — Historia jezior lobeliowych zachodniej czêœci Borów Tucholskich na tle postglacjalnego rozwoju szaty leœnej. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ: 1–246.
MIOTK-SZPIGANOWICZ G. 1992 — The history of the vegetation of Bory Tucholskie and the role of main in the light of palynological inve-stigations. Acta Palaeobot., 32, 1: 39–122.
NITA M. 2004 — Wyniki analizy py³kowej osadów organicznych, arkusz Czaplinek. CAG Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. NORYŒKIEWICZ A.M. 2006 — Historia cisa w okolicy Wierzchlasu w œwietle analizy py³kowej. Wyd. UMK, Tow. Przyjació³ Dolnej Wis³y. Toruñ-Gruczno.
NOWACZYK B. 1994 — Wiek jezior i problemy zaniku bry³ pogrze-banego lodu na przyk³adzie sandru Brdy w okolicy Charzykowy. Acta Univ. Nicol. Copern., Geogr., 27: 97–110.
PALUSZKIEWICZ R. 2004 — Warunki sedymentacji osadów rytmicz-nie warstwowanych w zastoisku z³ocierytmicz-nieckim na Pojezierzu Draw-skim. Pr. Komis. Geogr.-Geol./PTPN, t. 34.
PIOTROWSKI A. 2003 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1 : 50 000. Arkusz Miros³awiec. Pañstwowy Inatytut Geologiczny, Warszawa. RALSKA-JASIEWICZOWA M. 1966 — Osady denne Jeziora Miko³ajskiego na Pojezierzu Mazurskim w œwietle badañ paleobota-nicznych. Acta Palaeobot., 7, 2.
RALSKA-JASIEWICZOWA M., MIOTK-SZPIGANOWICZ G., ZACHOWICZ J., LATA£OWA M. & NALEPKA D. 2004 — Carpinus betulus L.– Hornbeam. [In:] Ralska-Jasiewiczowa M., Lata³owa M., Wasilikowa K., Tobolski K., Madeyska E., Wright H.E.Jr. & Turner Ch. (eds) Late Glacial and Holocene history of vegetation in Poland based on isopollen maps. W. Szafer Institute of Botany, Polish Academy of Sciences, Kraków: 69–78.
WALANUS A. & NALEPKA D. 1994 — POLPAL — Palinologiczna Baza Danych, Instrukcja obs³ugi. Wyd. Instytut Botaniki im. W. Szafera Polskiej Akademii Nauk, Kraków.
WALANUS A. & NALEPKA D. 1999 — POLPAL. Program for coun-ting pollen grains, diagrams plotcoun-ting and numeral analysis. Acta Palae-obot., Supl. 2: 659–661.
Praca wp³ynê³a do redakcji 29.01.2008 r. Po recenzji akceptowano do druku 27.03.2008 r.
