JOLANTA CZERNIAWSKA
ROZWÓJ DOLINY DOLNEJ £UPAWY
W PÓNYM PLEJSTOCENIE
ZARYS TREŒCI
W dolinie dolnej £upawy, po³o¿onej w strefie marginalnej l¹dolodu fazy gardnieñskiej, stwier-dzono wystêpowanie osadów sedymentacji glacilimnicznej. Faza jeziorna w dolnym odcinku £upawy na podstawie wczeœniejszych badañ ROTNICKIEGO (2001) wi¹zana jest z okresem miêdzy 14 700 a 14 300 lat BP. Wynika z tego, ¿e zbiornik istnia³ nie d³u¿ej ni¿ 400 lat. W rzeŸbie omawianego odcinka doliny £upawy wydzielono trzy poziomy terasowe, z których osady najstarszego zosta³y przekszta³cone w stropowej czêœci przez procesy eoliczne.
WSTÊP
Dolina £upawy jest jedn¹ z wa¿niej-szych dolin pó³nocnego sk³onu Pomo-rza. Górny jej odcinek ukszta³towa³ siê w strefie moren czo³owych uformowa-nych podczas fazy pomorskiej ostatnie-go piêtra zimneostatnie-go. Natomiast ujœciowy fragment doliny rozci¹ga siê w strefie marginalnej l¹dolodu fazy gardnieñskiej, datowanej przez ROTNICKIEGO (2001) na
14 700–14 500 lat BP. ródliskowy od-cinek rzeki po³o¿ony jest na Pojezierzu Kaszubskim, gdzie wyp³ywa potok o na-zwie Obrowa, przyjmowany za pocz¹-tek £upawy (AUGUSTOWSKI 1984) i
ucho-dz¹cy dalej do jeziora Jasieñ. Za po-cz¹tek £upawy przyjmowany jest tak¿e dopiero odp³yw z jeziora Jasieñ.
W swym biegu od pó³nocnego sk³o-nu garbu pojeziernego po ujœcie do mo-rza w Rowach £upawa, podobnie jak inne doliny Przymorza, czêsto zmienia kierunki biegu, które mog¹ wynikaæ z tego, ¿e znaczn¹ czêœæ dolin stanowi¹ obni¿enia zró¿nicowane genetycznie i wie-kowo, zwi¹zane g³ównie z odp³ywem marginalnym i proglacjalnym (PIASECKI
1976, 1982; FLOREK1993; SYLWESTRZAK1978;
MARSZ 1984).
Dno doliny £upawy w analizowa-nym dolanalizowa-nym odcinku, po³o¿oanalizowa-nym na wschód od wzniesienia Rowokó³ (rys. 1), w strefie marginalnej l¹dolodu fazy gard-nieñskiej, osi¹ga szerokoœæ od ok. 800 m do 1,2 km. Dolina rozcina wysoczyznê, po³o¿on¹ na wysokoœci od 20 do 35 m n.p.m., a przy samym wylocie na Nizinê Gardnieñsk¹-£ebsk¹ w okolicach Smo³-dzina równie¿ moreny czo³owe fazy gard-nieñskiej, których wzniesienia osi¹gaj¹ wysokoœci od 30 do 115 m n.p.m. (Ro-wokó³).
W obrêbie omawianego odcinka do-liny £upawy wystêpuj¹ trzy poziomy, z których dwa starsze z pewnoœci¹ nale¿y wi¹zaæ z sedymentacj¹ osadów rzeki roztokowej u schy³ku piêtra Wis³y (CZERNIAWSKA 1996). Z dwóch
wy-mienionych poziomów nadzalewowych starszy po³o¿ony jest na wysokoœci 8,5– –13,5 m n.p.m., a m³odszy le¿y ni¿ej, na wysokoœci 5,5–12,0 m n.p.m., i w czêœci pó³nocnej przechodzi w poziom aluwial-nego sto¿ka £upawy. Trzeci, najm³odszy poziom terasowy po³o¿ony jest w
dziale wysokoœci 5–10 m n.p.m. i stano-wi terasê zalewow¹, ukszta³towan¹ przez rzekê meandruj¹c¹, o czym œwiadcz¹ wy-stêpuj¹ce na jej powierzchni paleomean-dry, z których najstarszy w tej czêœci doliny pochodzi z okresu subborealne-go: 4440±120 lat BP (GD-2257) (FLOREK
1992). W pod³o¿u wymienionych teras pomiêdzy miejscowoœciami Smo³dzino i Siecie stwierdzono osady glacilimnicz-ne (CZERNIAWSKA 1999, 2005).
UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI PODCZWARTORZÊDOWEJ
Obraz rzeŸby podczwartorzêdowej dna doliny dolnej £upawy widoczny jest na mapie ukszta³towania powierzchni pod-czwartorzêdowej na obszarze Niziny Gardnieñsko-£ebskiej (BORÓWKA, ROTNICKI
1995). Z przedstawionej mapy wynika,
¿e pod³o¿e czwartorzêdu w obrêbie ba-danego odcinka doliny £upawy spoczy-wa na g³êbokoœci od 80 do 100 m p.p.m. Chocia¿ treœæ mapy, jak zastrzegaj¹ auto-rzy artyku³u, jest bardzo ogólna i w znacz-nej mierze hipotetyczna, to wyraŸnie da-je siê na niej zauwa¿yæ, ¿e analizowany fragment doliny po³o¿ony jest nad jed-nym z trzech przebiegaj¹cych po³udni-kowo obni¿eñ powierzchni podczwar-torzêdowej o charakterze rynien, które wi¹zane s¹ z erozyjn¹ dzia³alnoœci¹ wód subglacjalnych (BORÓWKA, ROTNICKI1995).
G³êbokoœæ obni¿eñ siêga ok. 200 m p.p.m. Na po³udnie od objêtego badaniami od-cinka doliny £upawy, w dalszej czêœci doliny powierzchnia podczwartorzêdowa podnosi siê do wysokoœci 0 m n.p.m., tworz¹c wyniesienie w pod³o¿u osadów czwartorzêdowych. Trudno powiedzieæ, czy ta kopalna forma wklês³a ulega³a odnawianiu w kolejnych okresach
czwar-Rys. 1. Lokalizacja obszaru badañ – strefa moren czo³owych l¹dolodu fazy gardnieñskiej
Fig. 1. Location of research area – Gardno phase end moraine
torzêdu przez procesy erozji rzecznej lub wodnolodowcowej. Nie wiadomo wiêc, czy omawiany odcinek doliny £u-pawy ma za³o¿enia starsze, czy mo¿e jego po³o¿enie nad kopalnym obni¿e-niem jest przypadkowe. Faktem jest jed-nak, ¿e po³o¿enie doliny S³upi w oko-licach S³upska jest uwarunkowane rzeŸ-b¹ podczwartorzêdow¹ (MOJSKI, O R£OW-SKI 1978; OR£OWSKI 1983). Analizuj¹c
po-³o¿enie, kszta³t i osady wype³niaj¹ce ob-ni¿enie w powierzchni podczwartorzê-dowej, MOJSKI i OR£OWSKI (1978)
wyka-zali, ¿e dolina S³upi we wspomnianym rejonie po³o¿ona jest nad plejstoceñsk¹ form¹ o genezie rynnowej, która po-wsta³a podczas zlodowacenia po³udnio-wopolskiego i by³a odpreparowywana w kolejnych glacja³ach. Forma ta rozcina powierzchniê po³o¿on¹ na wysokoœci od 20 do 80 m p.p.m., osi¹gaj¹c g³êbokoœæ od 60 do ponad 100 m, a wiêc le¿y na rzêdnych od 80 do 180 m p.p.m. Jej szerokoœæ wynosi od 1 do 1,5 km. G£ÓWNE SERIE OSADOWE PIÊTRA WIS£Y
Osady piêtra Wis³y zosta³y dobrze roz-poznane na Nizinie Gardnieñsko-£eb-skiej, m.in. tak¿e w rejonie aluwialnego sto¿ka £upawy, w obrêbie którego czêœ-ciowo po³o¿ony jest omawiany dolny odcinek doliny. Szczegó³ow¹ historiê ba-dañ czwartorzêdu i osadów piêtra Wis³y na terenie niziny przedstawili wczeœniej inni autorzy (ROSA 1963; ROTNICKI,
BORÓWKA1990, 1991, 1994a, b, 1995a, b; BO -RÓWKA, ROTNICKI 1995, 1997; BORÓWKA
1995; TOBOLSKI 1975, 1979, 1989).
Jak wynika z opracowanej przez R OT-NICKIEGO (2001) chronostratygrafii tego
piêtra dla niziny na omawianym ob-szarze zachowa³y siê œlady czterech zda-rzeñ glacjalnych, z których najstarsze wi¹zane jest ze stadia³em kaszubskim, wydzielonym przez MOJSKIEGO (1985)
w podziale stratygraficznym plejstocenu Polski. Depozycja gliny dolnego vistu-lianu by³a poprzedzona akumulacj¹ pias-ków i ¿wirów wodnolodowcowych, któ-rych mi¹¿szoœæ siêga maksymalnie 17 m (BORÓWKA, ROTNICKI 1995, 1997; ROTNICKI,
BORÓWKA2000a, b). Na wspomnianej
gli-nie zalega drobnopiaszczysta seria rzecz-na, której gruboœæ dochodzi do 32 m. Jest ona przewarstwiana mu³kami i za-wiera miejscami rozproszon¹ materiê or-ganiczn¹. Zdaniem ROTNICKIEGO (2001)
seria ta mog³a powstaæ w wyniku aku-mulacyjnej dzia³alnoœci £eby i pra--£upawy, które tworzy³y rozleg³e sto¿ki nap³ywowe na Nizinie Gardnieñsko-£eb-skiej.
Kolejne zdarzenie glacjalne, które mia-³o miejsce w dolnym plenivistulianie, reprezentowane jest przez glinê zwa-³ow¹ o mi¹¿szoœci ok. 5 m, wi¹zan¹ stratygraficznie ze stadia³em przedgru-dzi¹dzkim MOJSKIEGO(1985). M³odsze
osa-dy, pochodz¹ce ze œrodkowego pleni-vistulianu, s¹ szeroko rozprzestrzenione na nizinie i obejmuj¹ (ROTNICKI, BORÓWKA
2000a, b) kilkunastometrowej mi¹¿szoœci seriê piaszczyst¹, która wystêpuje tak¿e w obrêbie sto¿ka aluwialnego £upawy, gdzie osady te s¹ najgrubsze, wykszta³-cone w postaci gruboziarnistych pias-ków i ¿wirów. W miarê oddalania siê od wymienionej formy omawiana seria prze-chodzi w piaski i bardzo drobno-ziarniste, które przewarstwiane s¹ czês-to mu³kami, czês-torfami i zawieraj¹ rozpro-szon¹ materiê organiczn¹. Wiek tej serii zosta³ okreœlony miêdzy > 42 000 (Gd-5525) a 22 300 ± 700 lat BP (Gd-4581) (ROTNICKI,
BORÓWKA1994a, b, 1995a, b) i dlatego jej
pozycja stratygraficzna odpowiada in-terstadia³owi grudzi¹dzkiemu MOJSKIEGO
(1985), a geneza zwi¹zana jest z dzia-³alnoœci¹ g³ównie pra-£eby i pra-£u-pawy, które najprawdopodobniej for-mowa³y wielkie sto¿ki nap³ywowe na tym obszarze (ROTNICKI 2001).
Opisy-wane osady piaszczyste zosta³y zna-lezione tak¿e w dolinie dolnej £upa-wy przez ROTNICKIEGO(2001). Buduj¹ one
m.in. wy¿szy kopalny poziom dna doli-ny (rys. 2). Stropowa czêœæ tego pozio-mu zbudowana jest z grubszego ma-teria³u, reprezentowanego przez piaski ró¿noziarniste z domieszk¹ ¿wiru. W ob-rêbie tej formy wystêpuje torf i zalega-j¹cy pod nim piaszczysto-organiczny materia³, których mi¹¿szoœæ wynosi ok. 30 cm. Wiek torfu okreœlono meto-d¹ 14C na 29 500±800 lat BP (Gd-6844) (ROTNICKI 2001). Sytuacja geologiczna
i wiek omawianych osadów rzecznych nie potwierdzaj¹ pogl¹du ROSY (1964),
wed³ug którego dolina £upawy jest do-lin¹ m³od¹ i pojawi³a siê dopiero po ostatnim zlodowaceniu. Dolny, analizo-wany odcinek doliny £upawy musia³ czêœciowo istnieæ ju¿ w œrodkowym ple-nivistulianie.
Górny plenivistulian, nazywany przez MOJSKIEGO(1985) stadia³em g³ównym,
re-prezentowany jest na nizinie przez ¿wi-rowo-kamienisty bruk rezydualny, który pozosta³ po rozmyciu gliny zwa³owej fazy leszczyñsko-pomorskiej, mieszcz¹-cej siê na tym obszarze w przedziale 22 300–15 000 lat14C BP (ROTNICKI, BORÓW -KA1994a, 1995a, b, 2000a, b; ROTNICKI2001).
Na WysoczyŸnie S³upskiej, któr¹ roz-cina £upawa, glina zwa³owa fazy lesz-czyñsko-pomorskiej pokrywa starsz¹ rzeŸ-bê cienk¹ warstw¹ o gruboœci od 1,5 do 4 m. W dolnym odcinku doliny £upawy w powierzchni dna zbiornika zastoisko-wego, który funkcjonowa³ miêdzy Stoj-cinem a Sieciem, wystêpuj¹ m.in. piaski ró¿noziarniste z domieszk¹ ¿wiru. S¹ one po³o¿one w rozciêciu gliny zwa³o-wej fazy leszczyñsko-pomorskiej, a wiêc s¹ od niej m³odsze. Ich sp¹g nie zosta³ osi¹gniêty, a mi¹¿szoœæ tych utworów wynosi ponad 6 m. Typ osadów bu-duj¹cych pod³o¿e kopalnego zastoiska œwiadczy o tym, ¿e pojawi³o siê ono na
powierzchni polodowcowej, zbudowanej g³ównie z gliny leszczyñsko-pomorskiej, a wiêc na powierzchni s³abo zmodyfiko-wanej przez £upawê. Charakterystyczne jest to, ¿e na glinie zwa³owej fazy lesz-czyñsko-pomorskiej prawie nie spotyka siê piasków rzecznych z okresu pomiê-dzy recesj¹ l¹dolodu tej fazy a powsta-niem zastoiska fazy gardnieñskiej. Je-dynie w kilku otworach znaleziono bruk na glinie leszczyñsko-pomorskiej. Na pod-stawie tego mo¿na wnioskowaæ, ¿e w wie-lu miejscach zastoisko pojawi³o siê na œwie¿ej powierzchni poglacjalnej, której nie przekszta³ci³a dzia³alnoœæ rzeki. W nie-których miejscach to przekszta³cenie po-lega³o jedynie na wyciêciu w niej erozyj-nych poziomów w poglacjalnej powierz-chni. Gdzie mo¿na upatrywaæ przyczyny tego faktu? Jest wysoce prawdopodob-ne, ¿e w dolinie dolnej £upawy spod cofaj¹cego siê l¹dolodu fazy leszczyñ-sko-pomorskiej wy³oni³a siê nierówna powierzchnia gliny zwa³owej, po³o¿ona np. w odcinku pó³nocnym najni¿ej w czêœ-ci zachodniej. Jedynie to obni¿enie wy-korzystywa³a £upawa. Niewykluczone, ¿e te nierównoœci przysz³ego dna za-stoiska przetrwa³y okres depozycji mu³-ków oraz i³ów glacilimnicznych i re-produkowa³y siê w ich powierzchni.
Najm³odsze zdarzenie glacjalne, ja-kim by³a transgresja l¹dolodu fazy gar-dnieñskiej, zaznaczy³a swoj¹ obecnoœæ na Nizinie Gardnieñsko-£ebskiej w po-staci cienkiej pokrywy gliny, która za-chowa³a siê w wielu miejscach na ni-zinie, m.in. na pó³nocnym stoku moren czo³owych oraz jako erozyjny bruk rezy-dualny, wed³ug ROTNICKIEGO i BORÓWKI
(1994a, 1995a, b) bêd¹cy pozosta³oœci¹ po tej glinie. Badania petrograficzne prze-prowadzone przez JASIEWICZA (2001)
do-wodz¹ wyraŸnej odrêbnoœci stratygra-ficznej tej gliny, a tym samym tak¿e samej fazy gardnieñskiej. Transgresja l¹-dolodu tej fazy spowodowa³a nie tylko
Rys. 2. Przekrój geologiczny w dolinie dolnej £upawy – œrodkowa czêœæ zastoiska Zlodowacenie Warty : 1 – mu³ki z fazy transgresji, 2 – glina zwa³owa, 3 – piaski i ¿wiry gliniaste; plenivistulian : 4 – rzeczne piaski œrednioziarniste i drobnoziarniste , 5 – rzeczne piaski ró¿noziarniste ze ¿wirem , 6 – torf; faza leszczyñsko-pomorska : 7 – glina zwa³owa , 8 – piaski i ¿wiry gliniaste; faza gardnieñska : 9 – rzeczne piaski drobnoziarniste, 10 – i³y warwowe 11 – mu³ki piaszczyste, 12 – przewarstwienia ¿wirowo-piaszczyste, 13 – glina gardnieñska; górny vistulian i holocen : 14 – piaski ró¿noziarniste buduj¹ce liczne sekwencje utworów rzecznych drobniej¹cych ku górze; inne : 15 – otwory geologiczne i ich numery Fig. 2. Geological cross-section – central part of ice-dammed lake Warta glaciation : 1 – glaciolacustrine clay , 2 – glacial till , 3 – sand with gravel; plenivistulian : 4 – fine and medium sand , 5 – coarse-grained sands with gravel, 6 – peat; leszno-pommeranian phase : 7 – glacial till , 8 – sand with gravel; gardno phase : 9 – fine sand, 10 – glaciolacustrine clay, 11 – glaciolacustrine sandy silts, 12 – sand and gravel interbeddings, 13 – glacial till; upper vistulian and holocene : 14 – fluwial sands of different grain-size; other : 15 – boreholes and its numbers
powstanie spiêtrzonego ci¹gu moren czo³owych w obrêbie kopalnej krawêdzi oddzielaj¹cej obszar Niziny Gardnieñ-sko-£ebskiej od po³o¿onej na po³udniu Wysoczyzny S³upskiej, ale tak¿e zamk-niêcie ujœcia doliny £upawy, co w kon-sekwencji doprowadzi³o do powstania przykrawêdziowego jeziora zastoiskowe-go (CZERNIAWSKA 1999, 2005).
Powstawa-nie jezior zastoiskowych towarzyszy³o równie¿ recesji l¹dolodu tej fazy, któ-rych osady wystêpuj¹ pod delt¹ £upa-wy (ROTNICKI, BORÓWKA 1995a).
Trudno okreœliæ czas funkcjonowania zbiornika w dolinie dolnej £upawy. Bio-r¹c jednak pod uwagê wiek fazy gard-nieñskiej oraz wiek pierwszej postgard-nieñskiej fazy recesyjnej, przypadaj¹cej na 14 300–14 000 lat BP (ROTNICKI 2001),
mo¿na przyj¹æ, ¿e jezioro powsta³o miê-dzy 14 700 a 14 300 lat BP i istnia³o nie d³u¿ej ni¿ 400 lat. Recesja l¹dolodu spo-wodowa³a odblokowanie doliny £upa-wy, sp³yniêcie wód zastoiska i stopnio-wy jego zanik. £upawa skierowa³a wo-dy na obszar wolny od lodu, znajduj¹cy siê dzisiaj w obrêbie Niziny Gardnieñ-sko-£ebskiej. Tutaj zaczê³a formowaæ roz-leg³y sto¿ek nap³ywowy, który zacz¹³ funkcjonowaæ ju¿ w drugiej postgard-nieñskiej fazie recesyjnej (14 000–13 250 lat BP). Œwiadczy o tym najstarsze or-ganiczne wype³nienie koryta, datowane na 13 800 ± 270 lat BP (Gd-6117) (R OT-NICKI, BORÓWKA 1995a). Aluwialny sto¿ek
by³ jeszcze formowany przez znaczn¹ czêœæ holocenu, co potwierdza jedno z m³odszych organicznych wype³nieñ ko-ryt, wystêpuj¹cych na powierzchni sto¿-ka, którego wiek wynosi 6700±70 lat BP (Gd-55601) (ROTNICKI, BORÓWKA 1995a).
Na osadach kompleksu zastoiskowe-go, jaki siê uformowa³ w zbiorniku doli-ny dolnej £upawy, poza jeddoli-nym otworem, w którym osady zastoiskowe dochodz¹ do dzisiejszej powierzchni, zalega piasz-czysto-¿wirowa pokrywa osadów
rzecz-nych £upawy, której mi¹¿szoœæ jest zró¿nicowana i mieœci siê w przedziale od 1 m w po³udniowej czêœci obszaru badañ do 11 m w pó³nocnej czêœci. Gra-nica pomiêdzy osadami kompleksu za-stoiskowego a osadami rzecznymi po-krywaj¹cymi ten kompleks jest prawie na ca³ym opisywanym terenie wyraŸnie widoczna. Najczêœciej na serii zastois-kowej zalegaj¹ gruboziarniste, piaszczy-sto-¿wirowe osady rzeczne. Pokrywa aluwialna charakteryzuje siê wystêpo-waniem licznych w pionie sekwencji drobnienia ziarna ku górze. Analiza uziarnienia omawianych osadów poka-za³a wyraŸnie jednocz³onow¹ sekwen-cjê, któr¹ mo¿na zaliczyæ do osadów facji korytowej.
W stropie osadów buduj¹cych naj-starszy poziom terasowy wystêpuje drob-niejszy materia³, g³ównie piaski œred-nioziarniste i drobnoziarniste, zalegaj¹ce miejscami na cienkiej warstwie gleby ko-palnej, które prawdopodobnie podlega-³y oddziapodlega-³ywaniu procesów eolicznych. Trudno wskazaæ, kiedy nast¹pi³o zeoli-zowanie stropu osadów aluwialnych. Byæ mo¿e okres wydmotwórczy w do-linie dolnej £upawy mia³ miejsce w tym samym czasie, kiedy tworzy³y siê wyd-my przy po³udniowo-wschodnim brze-gu jeziora £ebsko, o których pisze T OBOL-SKI(1972), czyli w m³odszym dryasie.
UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI POD£O¯A OSADÓW ZBIORNIKA ZASTOISKOWEGO
Kopalny zbiornik zastoiskowy w dolinie dolnej £upawy, o którym wczeœniej wspomniano, mia³ ok. 5 km d³ugoœci i od 1 do 1,5 km szerokoœci. Interesuj¹co przedstawia siê ukszta³towanie powierz-chni pod³o¿a osadów tego zbiornika (rys. 3).
W rzeŸbie pod³o¿a osadów glacilim-nicznych rysuj¹ siê dwa, prawie
rów-nolegle do siebie usytuowane pod³u¿ne obni¿enia o charakterze dolinnym, które ci¹gn¹ siê wzd³u¿ osi wspó³czesnej do-liny £upawy. Jedno z obni¿eñ (A), wy-raŸnie zaznaczaj¹ce siê w rzeŸbie, po³o-¿one jest po stronie zachodniej, a rzêdna jego dna wynosi od –6 do –9 m p.p.m. Drugie natomiast, mniej rozleg³e i po³o-¿one nieco wy¿ej, na rzêdnej –5 m p.p.m., znajduje siê po stronie wschodniej (B),
gdzie obecnie dolina £upawy ³¹czy siê z pod³u¿nym i dzisiaj martwym obni-¿eniem dolinnym, którego wspó³czesna powierzchnia nachylona jest w kierunku wschodnim i s¹ na niej zachowane œlady koryt roztokowych. Jest bardzo prawdo-podobne, ¿e poziom wody w zbiorniku zastoiskowym zmienia³ siê. Niewyklu-czone wiêc, ¿e podczas wy¿szych sta-nów wody dokonywa³ siê t¹ dolin¹
od-Rys. 3. Ukszta³towanie powierzchni pod³o¿a osadów zastoiskowych Fig. 3. Surface configuration of the base of glaciolacustrine deposits
p³yw wód okresow¹ rzek¹ roztokow¹. Omawiana dolina mog³a stanowiæ wiêc pewnego rodzaju „kana³ ulgi” i pe³niæ funkcjê regulatora poziomu wody w zbior-niku. Obydwa opisywane równoleg³e obni¿enia (A i B) s¹ rozdzielone p³askim wyniesieniem o charakterze wy¿szego, kopalnego poziomu dna doliny. Jest on wyraŸnie widoczny na przekroju geo-logicznym (rys. 1). Poziom ten jest po-³o¿ony na rzêdnej +4 m n.p.m. i osi¹ga wzglêdn¹ wysokoœæ ok. 9 m. Forma ta po zachodniej stronie zbudowana jest z rzecznych utworów piaszczystych i piaszczysto-¿wirowych £upawy. Z za-³¹czonej mapy wynika, ¿e dno wschod-niej czêœci kopalnego zbiornika, le¿¹ce na rzêdnych od +8 do –7 m n.p.m., jest po³o¿one wy¿ej ni¿ w czêœci zachodniej (od +2 do –9 m p.p.m.).
W ukszta³towaniu wspó³czesnej po-wierzchni dna doliny nie rysuj¹ siê opi-sywane obni¿enia o charakterze dolin-nym, wystêpuj¹ce w po³udniowej strefie jeziora. Ich przebieg nawi¹zuje jedynie do wspó³czesnej osi morfologicznej doli-ny £upawy i mo¿e œwiadczyæ o istnie-niu formy dolinnej przed powstaniem zastoiska. Zwi¹zku pod³o¿a z dzisiejsz¹ rzeŸb¹ doliny £upawy nie widaæ rów-nie¿ w pó³nocnej czêœci zbiornika.
PODSUMOWANIE
W œwietle literatury oraz w³asnych wy-ników badañ mo¿na stwierdziæ, ¿e do-lina dolnej £upawy ma znacznie starsze za³o¿enia ni¿ dot¹d przyjmowano i mu-sia³a czêœciowo funkcjonowaæ ju¿ w ple-nivistulianie (ROTNICKI2001; CZERNIAWSKA
2005). W rozwoju dolnego odcinka doli-ny £upawy mo¿na wyró¿niæ fazê póŸ-noglacjalnego jeziora zastoiskowego, któ-re powsta³o podczas nasuniêcia i posto-ju l¹dolodu fazy gardnieñskiej. Zasiêg fazy gardnieñskiej wyznaczony jest przez
kopaln¹ morenê czo³ow¹ wykryt¹ w pó³-nocnej czêœci zbiornika oraz wystêpuj¹ce tam gliny sp³ywowe fazy gardnieñskiej (CZERNIAWSKA 2005). Zanik fazy jeziornej
nast¹pi³ prawdopodobnie w trakcie pierwszej postgardnieñskiej fazy recesyj-nej, przypadaj¹cej na 14 300–14 000 lat BP (ROTNICKI 2001). Sp³yw wód jeziornych
przyczyni³ siê do uaktywnienia dzia-³alnoœci rzecznej £upawy, czego rezul-tatem jest pokrywa aluwialna zalegaj¹ca na osadach kompleksu zastoiskowego i buduj¹ca czêœciowo sto¿ek aluwialny £upawy. Prawdopodobnie w m³odszym dryasie mia³a miejsce faza wydmotwór-cza w dolinie dolnej £upawy, jeœli przyj-miemy, ¿e procesy eoliczne, które zapi-sa³y siê w postaci wydm œródl¹dowych przy po³udniowo-wschodnim brzegu je-ziora £ebsko (TOBOLSKI1972), mia³y
szer-szy zasiêg.
LITERATURA
AUGUSTOWSKI B., 1984: Pobrze¿e Pomorskie. Gdañsk.
BORÓWKAR.K., 1995: Sub-Quaternary surface and main Quaternary series in the Gardno-£eba Coastal Plain. [W:] K. Rotnicki (red.), Chan-ges of the Polish Coastal Zone. Guide-Book of the Field Symposium IGU CCS Polish Coast’94. Poznañ, 221–223.
BoRÓWKAR.K., ROTNICKI K., 1995: Problemy dol-nego i œrodkowego czwartorzêdu Niziny Gardnieñsko-£ebskiej. [W:] Geologia i geo-morfologia Œrodkowego Pobrze¿a i Po³ud-niowego Ba³tyku. WSP, S³upsk, 53–70. BORÓWKAR.K., ROTNICKi K., 1997: Problems of the
Lower and Middle Quaternary on the Gard-no-£eba Coastal Plain. Quaternary Studies in Poland, 14, 5–15.
CZERNIAWSKAJ., 1996: Analiza litofacjalna osadów doliny dolnej £upawy. Praca magisterska z Zak³adu Paleogeografii i Geologii Czwar-torzêdu UAM (mskr.).
CZERNIAWSKAJ., 1999: Osady zastoiskowe w do-linie dolnej £upawy. [W:] R.K. Borówka, Z. M³ynarczyk, A. Wojciechowski (red.), Ewolucja geosystemów nadmorskich
po³ud-niowego Ba³tyku. Bogucki Wyd. Nauk., Po-znañ, 63–68.
CZERNIAWSKAJ., 2005: G³ówne strefy depozycyjne w zastoisku fazy gardnieñskiej – dolina dol-nej £upawy. [W:] J. Skoczylas (red.), Re-feraty. T. XIV. PTG, UAM, Poznañ, 7–25. FLOREKW., 1992: Rozwój doliny £upawy w
póŸ-nym vistulianie i holocenie. [W:] K. Ko-rzeniewski, Zlewnia przymorskiej rzeki £u-pawy i jej jeziora. WSP, S³upsk, 9–41. FLOREKW., 1993: G³ówne etapy rozwoju koryt
i dolin rzecznych œrodkowego Przymorza w póŸnym vistulianie i holocenie. Geologia i geomorfologia œrodkowego Pobrze¿a i Po-³udniowego Ba³tyku. WSP, S³upsk, 279– –301.
JASIEWICZ J., 2001: Vistuliañskie „gliny czerwo-ne” i ich znaczenie stratygraficzne dla wy-dzielenia fazy gardnieñskiej. [W:] K. Rot-nicki (red.), Przemiany œrodowiska geogra-ficznego nizin nadmorskich po³udniowego Ba³tyku w vistulianie i holocenie. Poznañ, 53–56.
MARSZ A.A., 1984: G³ówne cechy geomorfolo-giczne. [W:] B. Augustowski (red.), Pobrze-¿e Pomorskie. Gdañsk, 41–65.
MOJSKIJ.E., 1985: Quaternary. [W:] Geology of Poland, t. 1: Stratigraphy, cz. 3b: Cainozic. Wyd. Geolog., Warszawa.
MOJSKIJ.E., OR£OWSKIA., 1978: Plejstoceñska for-ma rynnowa okolic S³upska. Kwart. Geolog., 22(1), 171–179.
OR£OWSKIA., 1983: Ukszta³towanie powierzchni podczwartorzêdowej w dolinie S³upi i ob-szarach przyleg³ych. Koszalinskie Studia i Materia³y, 2, 191–203.
PIASECKI D., 1976: Doliny z³o¿one rzek zachod-niego Przymorza. Czasopismo Geograf., 47, 1, 21–32.
PIASECKI D., 1982: Ewolucja dolin rzek Przy-morza. Przegl. Geogr., 54, 1–2, 49–68. ROSAB., 1963: O rozwoju morfologicznym
wy-brze¿a Polski w œwietle dawnych form brze-gowych. Studia Soc. Torun., Sectio C, vol. 5, 98–138.
ROSA B., 1964: O utworach aluwialnych i bio-genicznych wyœcielaj¹cych dna dolin rzek nadba³tyckich, ich zwi¹zku z transgresj¹ morza i znaczeniu dla badañ nad neotekto-nik¹ obszaru. Zesz. Nauk. UMK, 10, Geo-grafia, 83–108.
ROTNICKI K., 2001: Stratygrafia i paleogeografia vistulianu Niziny Gardnieñsko-£ebskiej. [W:] K. Rotnicki (red.), Przemiany œrodo-wiska geograficznego nizin nadmorskich
po³udniowego Ba³tyku w vistulianie i holo-cenie. Bogucki Wyd. Nauk., Poznañ, 19–30. ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 1990: Nowe dane
dotycz¹ce stratygrafii osadów m³odoczwar-torzêdowych Niziny Gardzieñsko-£ebskiej na obszarze po³o¿onym miêdzy jeziorami Gardno i £ebsko. Sprawozd. Kom. Geo-graf.-Geolog. PTPN, 107, 125–128.
RotNICKIK., BORÓWKAR.K., 1991: Litostratygrafia aluwialnego sto¿ka £upawy na Nizinie Gar-dzieñsko-£ebskiej w œwietle nowych da-nych. Sprawozd. Kom. Geograf.-Geolog. PTPN, 108, 100–103.
ROTNICKIK., BORÓWKA R.K., 1994a: Stratigraphy, paleogeography and dating of the North Polish Stage in the Gardno-£eba Coastal Plain. [W:] K. Rotnicki (red.), Changes of the Polish Coastal Zone. Guide-Book of the Field Symposium IGU CCS Polish Coast’94. Poznañ, 84–88.
ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 1994b: Holocene deposits in the maximum limit zone of the Litorina Sea transgression in the geological cross-section at Kluki. [W:] K. Rotnicki (red.), Changes of the Polish Coastal Zone. Guide-Book of the Field Symposium IGU CCS Polish Coast’94, Poznañ, 89–93. ROTNICKIK., BORÓWKAR.K., 1995a: The Last Cold
Period in the Gardno-£eba Coastal Plain. [W:] K. Rotnicki (red.), Polish Coast: Past, Present and Future. Journal of Coastal Re-search, Spec. Issue No. 22, 225–229. ROTNICKIK., BORÓWKAR.K., 1995b: Evidences of
the Litorina Sea at Kluki, Gardno-£eba Coastal Plain. [W:] K. Rotnicki (red.), Polish Coast: Past, Present and Future. Journal of Coastal Research, Spec. Issue No. 22, 231–236.
ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 2000a: Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000. Arkusz „Kluki”. Wyd. PIG, Warszawa. ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 2000b: Objaœnienia
do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000. Arkusz „Kluki”. Wyd. PIG, Warszawa.
SYLWESTRZAK J., 1978: Rozwój sieci dolinnej na Pomorzu pod koniec plejstocenu. Gdañskie Tow. Nauk. Gdañsk.
TOBOLSKI K., 1972: Wiek i geneza wydm przy po³udniowo-wschodnim brzegu jeziora £eb-sko. Bad. Fizjogr. nad Polsk¹ Zach., B, XXV. TOBOLSKI K., 1975: Studium palinologiczne gleb
kopalnych Mierzei £ebskiej w S³owiñskim Parku Narodowym. PTPN, 41.
TOBOLSKIK. 1979: Przemiany lokalnej szaty roœ-linnej na podstawie badañ subfosylnych osadów biogenicznych w strefie pla¿y ko³o £eby. Bad. Fizjogr. nad Polsk¹ Zach., A, 32, 155–168.
TOBOLSKIK., 1989: Holoceñskie transgresje Ba³ty-ku w œwietle badañ paleoekologicznych Ni-ziny Gardnieñsko-£ebskiej. Studia i Mate-ria³y Oceanologiczne, 56, Geologia Morza, 4, 257–265.
Recenzent: prof. UAM dr hab. Leszek Kasprzak Instytut Paleogeografii i Geoekologii
Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu
DEVELOPMENT OF THE LOWER £UPAWA VALLEY IN LATE PLEISTOCENE S u m m a r y
The lower £upawa valley is situated in the Gardno Phase marginal zone. The Gardno Pha-se reprePha-sents a short ice readvance on the North Polish Plain. According to ROTNICKI(2001) Gard-no Phase should be situated between 14 700 and 14 500 years B.P. The fossil ice-dammed lake has been discovered in the lower £upawa valley. Based on the analysis of the materials the extent of ice-dammed lake has been determined. Its di-mensions are: width – 1,2 km, length – 5 km. Du-ring the first ice recession phase the ice-dammed
lake disappeared. The first ice recession phase is situated between 14 300 and 14 000 years B.P. (ROTNICKI 2001). After that the aggradation of the alluvial fan of the £upawa began. Fossil channels of braided £upawa can be found in its top part. The oldest organogenic infillings of these channels started to accumulate 13 800± 270 years B.P. (ROTNICKI& BORÓWKA1995). Accor-ding to ROTNICKI & BORÓWKA (1995) one of the youngest organogenic infillings of these channels started to accumulate 6 700±70 years B.P.
