OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI

Transkrypt

1 PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY PAÑSTWOWY INSTYTUT BADAWCZY ZBIGNIEW Z ONKIEWICZ G³ówny koordynator Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski W. MORAWSKI Koordynator regionu Wielkopolski po³udniowej J. BADURA OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI 1:50000 Arkusz Trzciel (467) (z 1 fig., 1 tab. i 3 tabl.) WARSZAWA 2012

2 Autor: Zbigniew Z ONKIEWICZ Pañstwowy Instytut Geologiczny Pañstwowy Instytut Badawczy Oddzia³ Œwiêtokrzyski ul. Zgoda 21, Kielce Redakcja merytoryczna: Zofia STAÑCZAK Akceptowa³ do udostêpniania Dyrektor Pañstwowego Instytutu Geologicznego Pañstwowego Instytutu Badawczego prof. dr hab. Jerzy NAWROCKI ISBN Copyright by Ministerstwo Œrodowiska, Warszawa 2012 Przygotowanie wersji cyfrowej: Stanis³aw OLCZAK, Jacek STR K 2

3 SPIS TREŒCI I. Wstêp II. Ukszta³towanie powierzchni terenu III. Budowa geologiczna A. Stratygrafia Kreda a. Kreda górna Paleogen a. Oligocen Oligocen dolny (rupel) Oligocen górny (szat) Neogen a. Miocen Miocen dolny Miocen œrodkowy Miocen œrodkowy górny Czwartorzêd a. Plejstocen Zlodowacenia po³udniowopolskie Zlodowacenie Nidy Zlodowacenie Sanu Zlodowacenie Sanu Interglacja³ wielki Zlodowacenia œrodkowopolskie Zlodowacenie Warty

4 Interglacja³ eemski Zlodowacenia pó³nocnopolskie Zlodowacenie Wis³y Stadia³ górny b. Czwartorzêd nierozdzielony c. Holocen B. Tektonika i rzeÿba pod³o a czwartorzêdu C. Rozwój budowy geologicznej IV. Podsumowanie Literatura SPIS TABLIC Tablica I Szkic geomorfologiczny w skali 1: Tablica II Szkic geologiczny odkryty w skali 1: Tablica III Przekrój geologiczny C D 4

5 I. WSTÊP Granice obszaru objêtego arkuszem Trzciel Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1: wyznaczaj¹ nastêpuj¹ce wspó³rzêdne geograficzne: i16 00 d³ugoœci geograficznej wschodniej oraz i szerokoœci geograficznej pó³nocnej. Powierzchnia terenu arkusza wynosi oko³o 315 km 2. Jest to obszar nale ¹cy do województw: lubuskiego i wielkopolskiego. W jego granicach znajduj¹ siê tereny zajmowane przez gminy: Miedzichowo, Miêdzychód, Pszczew, Trzciel i Zb¹szyñ, nale ¹ce do powiatów: Miêdzychód, Miêdzyrzecz i Nowy Tomyœl. Z wyj¹tkiem po³udniowo-zachodniego i po³udniowo-wschodniego naro a, omawiany znajduje siê w granicach Pszczewskiego Parku Krajobrazowego. Arkusz Trzciel zosta³ opracowany w Oddziale Œwiêtokrzyskim Pañstwowego Instytutu Geologicznego, na podstawie projektu badañ geologicznych sporz¹dzonego przez Studenckiego i Salwê w 1996 r., zatwierdzonego przez G³ównego Geologa Kraju (KOK 11/97) dnia Prace zdjêciowe prowadzone by³y w latach W ramach prac dokumentacyjnych wykonano 205 sond mechanicznych o g³êbokoœci do 26,0 m, 87 sond rêcznych o g³êbokoœci do 6,0 m i opisano 30 ods³oniêæ terenowych. W 2001 r. przeprowadzono badania geofizyczne wzd³u jednego ci¹gu o d³ugoœci oko³o 27 km (108 SGE) i odwiercono cztery otwory badawcze dla SMGP (kartograficzne) do pod³o a czwartorzêdu: Silna PIG-1 (otw. 14), M³yn Krzy kówko PIG-1 (otw. 23), Sierczynek PIG-1 (otw. 46), Lutol PIG-1 (otw. 83). Ponadto w celu opracowania mapy wykorzystano archiwalne materia³y wiertnicze, pochodz¹ce z dokumentacji in ynierskich (z obszaru zurbanizowanego w Pszczewie i Trzcielu) oraz otwory hydrogeologiczne (120), z których czêœæ zosta³a opisana u schy³ku XIX wieku (Keilhack, 1910; Kowalska, Sobczak, 1969). Materia³ ten jest bardzo zró nicowany pod wzglêdem jakoœci opisów, otwory s¹ skoncentrowane w wiêkszych miejscowoœciach i ró ne s¹ ich g³êbokoœci (tylko dziewiêæ przebi³o utwory czwartorzêdowe). Na obszarze arkusza przypada œrednio 1,5 punktu dokumentacyjnego na 1 km 2 (bez badañ geofizycznych). Jednak ze wzglêdu na monotonn¹ litologiê utworów powierzchniowych, ten materia³ dokumentacyjny by³ wystarczaj¹cy do wykonania prezentowanej mapy. 5

6 Próbki pochodz¹ce z rdzeni otworów kartograficznych poddane zosta³y badaniom litologiczno-petrograficznym. Ich wyniki zawarte s¹ w opracowaniu dotycz¹cym genezy, litologii i stratygrafii utworów paleogenu, neogenu i czwartorzêdu na arkuszu Trzciel (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W celu okreœlenia stratygrafii nawierconych utworów pod³o a czwartorzêdu wykonano analizy palinologiczne ska³ paleogenu i neogenu (Karoñ, 2002). GaŸdzicka (inf. ustna) oznaczy³a nannoplankton w ska³ach kredy górnej z Sierczynka (otw. 46). Pierwsze mapy geologiczne obszaru arkusza przedstawili: Rühle w 1948 r. (mapa utworów powierzchniowych) oraz Kowalska w 1954 r. (mapa bez utworów czwartorzêdowych). By³y to mapy w skali 1: , stanowi¹ce fragmenty arkusza Zb¹szyñ Przegl¹dowej Mapy Geologicznej Polski w skali 1: Obszar ten znalaz³ siê tak e w granicach wydanego w 1976 r. arkusza Œwiebodzin Mapy Geologicznej Polski w skali 1: (Michalska i in., 1976; Kucharewicz, Michalska, 1976, 1977). Na omawianym terenie nie prowadzono dot¹d szczegó³owych badañ geologicznych. Utwory kenozoiczne, z których jest zbudowany, znane s¹ natomiast z opracowañ o charakterze regionalnym. Opisy ska³ neogenu i paleogenu (wystêpuj¹cych tak e i w tym regionie) znajduj¹ siê w pracach Ciuka (1970, 1974) i Walkiewicz (1984). Dalsze badania pozwoli³y na opracowanie szczegó³owej stratygrafii tych utworów (Piwocki, Olkowicz-Paprocka, 1987; Piwocki, Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995, 1997). Zachodnia Wielkopolska i Ziemia Lubuska s¹ obszarami poszukiwañ ropy naftowej i gazu ziemnego. Wynikiem tych poszukiwañ jest wykonanie na terenie arkusza otworu badawczego Zb¹szynek IG-3 (otw. 66). Informacji o budowie omawianego obszaru dostarczy³y ponadto g³êbokie wiercenia zlokalizowane na terenach s¹siednich arkuszy: Lutol Suchy IG-1 (Salwa, 2008a, b) oraz Zb¹szynek IG-1 i Miêdzychód IG-1 (Dembowska, 1972). W ujêciu regionalnym utworami plejstocenu na tym obszarze, poza autorami wymienionych map geologicznych, zajmowa³ siê wy³¹cznie Bartkowski (1956, 1959, 1961, 1967). Przedmiotem jego badañ by³y formy strefy marginalnej fazy poznañskiej zlodowacenia Wis³y, wystêpuj¹ce w okolicach Miêdzyrzecza i Pszczewa. W ustaleniu prezentowanej tu stratygrafii glin zwa³owych, materia³em porównawczym by³y wyniki badañ Czerwonki (1998) oraz Czerwonki i innych (1998). Lokalizacjê otworów kartograficznych wykonanych na potrzeby niniejszej mapy poprzedzi³y badania geoelektryczne, maj¹ce na celu przeœledzenie rzeÿby stropu pod³o a czwartorzêdu oraz dostarczenie informacji na temat budowy kompleksu utworów plejstoceñskich (Grycko, Iciek, 2002). Zró nicowane ( m) mi¹ szoœci utworów czwartorzêdowych, ich podobieñstwo litologiczne do ska³ paleogenu i neogenu, a zw³aszcza obecnoœæ znacznych zaburzeñ glacitektonicznych spowodowa³y, e informacje uzyskane na drodze badañ geofizycznych dopuszczaj¹ wiele alternatywnych interpretacji, a czêsto zasadniczo ró ni¹ siê od wyników póÿniejszych wierceñ. 6

7 II. UKSZTA TOWANIE POWIERZCHNI TERENU Obszar arkusza Trzciel, zgodnie z podzia³em Kondrackiego (2002), le y na pograniczu makroregionów Pojezierza Lubuskiego i Pojezierza Wielkopolskiego. W granicach omawianego terenu znalaz³y siê fragmenty Pojezierza Lubuskiego nale ¹ce do dwóch mezoregionów: Pojezierza agowskiego i Bruzdy Zb¹szyñskiej. Do mezoregionu Pojezierza agowskiego nale y jedynie niewielki obszar w po³udniowo-zachodnim naro u terenu arkusza. Mezoregion Bruzdy Zb¹szyñskiej reprezentowany jest przez dolinê Obry oraz tereny le ¹ce na pó³nocny zachód od niej. Granicê tego mezoregionu stanowi rynna jeziorna, w której znajduj¹ siê jeziora: Koniñskie, Wielkie, Rybojady, Wêdromierz i Ch³op. Pó³nocno-wschodnia czêœæ omawianego obszaru nale y do Pojezierza Wielkopolskiego, mezoregionu Pojezierza Poznañskiego. W wiêkszoœci wchodzi ona w sk³ad mikroregionu Równiny Nowotomyskiej, zaœ niewielki fragment, po³o ony miêdzy Pszczewem a Œwiechocinem do mikroregionu Pojezierza Miêdzychodzko-Pszczewskiego. Ukszta³towanie powierzchni terenu arkusza jest zró nicowane, przy czym ku pó³nocy obserwuje siê stopniowy wzrost wysokoœci nad poziomem morza. Na badanym obszarze strefy o zró nicowanej morfologii uk³adaj¹ siê w kierunku zbli onym do N S (w czêœci wschodniej) i NW SE (w czêœci zachodniej) (tabl. I). Wzd³u wschodniej granicy omawianego terenu ci¹gnie siê rozleg³y p³askowy (w granicach arkusza oko³o 100 km 2 ). Kontynuuje siê on na terenach arkuszy s¹siednich. Na wiêkszoœci obszaru jest on powierzchni¹ sto ka sandrowego, a w czêœci po³udniowo-wschodniej powierzchni¹ erozyjno- -akumulacyjn¹ m³odszych poziomów (tarasów) sandrowych (r ównin sandrowych). Rozgranicza je po³ogi próg o wysokoœci oko³o 4 m. Zachodnia czêœæ p³askowy u jest ograniczona dolin¹ wód roztopowych, nadktór¹ wznosi siê on stromym progiem erozyjnym (krawêdzi¹) o wysokoœci m. Powierzchnia p³askowy u jest lekko falista, doœæ monotonna i wyrównana. Obni a siê ona stopniowo od wysokoœci oko³o m n.p.m. (do 102,5 m n.p.m.) przy pó³nocnej granicy obszaru arkusza, do nieco ponad 70 m n.p.m. przy po³udniowej. W pó³nocnej czêœci omawianego terenu, powierzchniê p³askowy u rozcina krêta rynna subglacjalna, której zakoñczenie znajduje siê w Lewicach. Rynna ma m szerokoœci i m g³êbokoœci. Jej zabagnione dno (ok m n.p.m.) pokryte jest czêœciowo torfowiskami niskimi. Utworzono w niej stawy rybne i m³yñskie. Przy krawêdziach rynny powsta³y izolowane wzniesienia morenowe (m oreny czo ³ owe akumulacyjne) i ozy.rynna jest obecnie dolin¹ rzeki Kamionki, p³yn¹cej ku pó³nocy. Koryto rzeki ma szerokoœæ do 2 4 m i g³êbokoœæ do 1 m. Do doliny Kamionki uchodz¹ niewielkie dolinki wód roztopowych. Forma o tej genezie wyciêta zosta³a te przy krawêdzi p³askowy u na zachód od Piotrów. 7

8 Powierzchniê sandru urozmaicaj¹ pojedyncze niewielkie kemy iozy(owysokoœci do 107,5 m n.p.m.). Na niewielkim obszarze w Piotrach, spod utworów sandrowych ods³ania siê szczytowy fragment moreny spiêtrzonej obecnie mocno przekszta³conej (pagórki morenowe prze- kszta ³ cone).miejscami powierzchnia sandru uleg³a przekszta³ceniu wskutek procesów eolicznych. Na po³udnie od wylotu rynny Kamionki w Lewicach powierzchnia sandru wznosi siê progiem. U ujœcia rynny ma on wysokoœæ do 10 m i przebieg bliski W E, ukoœny do osi rynny. Jego krawêdzie stopniowo opadaj¹ w miarê oddalania siê od ujœcia rynny i zarazem ³ukowato wyginaj¹ ku pó³nocy. Na wschód od ujœcia rynny próg mo na œledziæ na d³ugoœci oko³o 4 km (czêœciowo poza granic¹ terenu arkusza). Ku zachodowi ci¹gnie siê on pocz¹tkowo w kierunku WSW (ok. 2,5 km). Dalej jego krawêdÿ zmienia siê w strefê krawêdziow¹ o szerokoœci 0,3 0,5 km, urozmaicon¹ pagórkami i zag³êbieniami o kilkumetrowych deniwelacjach. Strefa ta zmienia kierunek na NNE, a po oko³o 1,6 km na NW (w kierunku owynia). Nastêpnie po 1,5 km zanika. Próg, a na jego przed³u eniu urozmaicona strefa krawêdziowa, najprawdopodobniej wyznacza³y krawêdÿ l¹dolodu z okresu tworzenia sto ka sandrowego, czemu towarzyszy³o sypanie wzgórz morenowych na po³udnie od owynia i Œwiechocina. W bezpoœrednim przed³u eniu rynny Kamionki ku po³udniowi obserwuje siê nieco wiêksze urozmaicenie powierzchni p³askowy u sandrowego. Powsta³y tu w¹skie wa ³ y odsypowe rozchodz¹ce siê wachlarzowato. Maj¹ one d³ugoœæ kilkuset, a szerokoœæ kilkudziesiêciu metrów, zaœ ich wysokoœci wzglêdne siêgaj¹ oko³o 5 m. W okolicy Miedzichowa, gdzie p³askowy tworz¹ osady erozyjno-akumulacyjnej równiny wodnolodowcowej (sandrowej), jego powierzchnia rozciêta jest dolin¹ Czarnej Wody, p³yn¹cej ku zachodowi. We wschodniej czêœci terenu arkusza rzeka wykorzystuje dolinê wód roztopowych (jej krótki nieprzemodelowany fragment znajduje siê przy wschodniej granicy terenu), która dalej ku zachodowi przechodzi w szerokie obni enie, pe³ni¹ce rolê doliny tak e w najm³odszym etapie deglacjacji. Do p³askowy u sandrowego od zachodu przylega silnie zró nicowana strefa o powierzchni oko³o 140 km 2. Od po³udniowego zachodu ogranicza j¹ dolina Obry. Dominuj¹cym typem morfologicznym s¹ tutaj liczne wzgórza, ró nej genezy i kszta³tu, rozdzielone przewa nie p³askodennymi obni eniami. Wype³niaj¹ je osady wodnolodowcowe, a w czêœci równiny torfowe ijeziora. Wzgórza moren czo³owych wyd³u one ku po³udniowemu wschodowi, rozcz³onkowane i ³ukowato wygiête, tworz¹ systemy wzgórz o powierzchni do kilku km 2. W ich obrêbie powsta³y systemy pagórków i grzbietów o wysokoœci wzglêdnej m (od niespe³na 70,0 m n.p.m. w rejonie Miedzichowa, Borowego M³yna i Trzciela do 103,3 m n.p.m. ko³o Œwiechocina). Najwy ej siêgaj¹ce wzniesienia tej genezy (do 109,0 m n.p.m.) zachowa³y siê w formie izolowanych pagórków na powierzchni sto ka sandrowego. Miêdzy morenami czo³owymi powsta³y pagórkowate obszary moren martwego lodu zwzniesieniami o wysokoœci wzglêdnej m (70,0 90,0 m n.p.m.). Formy te zosta³y 8

9 czêœciowo zdenudowane b¹dÿ przykryte przez osady wodnolodowcowe. W ich s¹siedztwie powsta³y niewielkie zrównane obszary moreny dennej. Dzia³alnoœæ erozyjna wód roztopowych oraz tworzenie zag ³ êbieñ po martwym lo- dzie (oœrednicy kilkudziesiêciu metrów, g³êbokoœci ponad 20 m), towarzysz¹ce sedymentacji, doprowadzi³y do silnego zró nicowania morfologii. Niektóre ze sto kowatych zag³êbieñ interpretowano jako kocio³ki eworsyjne (Krajniak, 1998), co jednak wydaje siê ma³o prawdopodobne. Wzniesienia morenowe rozciête zosta³y w¹skimi dolinami wód roztopowych, zaœ na zapleczu wzgórz powszechnie powsta³y owalne obni enia misy wytopiskowe (o powierzchni przekraczaj¹cej 2 km 2 ). W wiêkszoœci misy, doliny i zag³êbienia zosta³y wtórnie wype³nione osadami wodnolodowcowymi. Czêœæ z nich jest nadal bezodp³ywowa, b¹dÿ tylko przeg³êbiona. Wysoki poziom zwierciad³a wód gruntowych spowodowa³ utworzenie w nich jezior (np. Jez. owyñskie, Jez. Wielkie, jez. Silna Du a, jez. Go³yñ Du y), ewentualnie s¹ one obszarami sedymentacji mineralno-fitogenicznej. W omawianej czêœci obszaru arkusza, w s¹siedztwie zwartej czêœci p³askowy u sandrowego zachowa³y siê jego fragmenty. Maj¹ formê izolowanych ostañców erozyjnych rozciêtych przez wody roztopowe w m³odszych etapach deglacjacji. Tworz¹ stoliwa o p³askiej, s³abo urozmaiconej powierzchni szczytowej oraz w¹skie wyd³u one grzbiety o osi w kierunku N S. Ich wysokoœci wzglêdne wynosz¹ m, osi¹gaj¹c oko³o 94,0 m n.p.m. w pobli u Silnej oraz oko³o 80,0 m n.p.m., w rejonie Zachodzka i Starej Jab³onki. Ostañcom erozyjnym tego sandru towarzysz¹ niewielkie owalne kemy o wysokoœciach wzglêdnych do 10 m. Ci¹g p³askich wzgórz kemowych o wysokoœciach wzglêdnych kilkunastu metrów (niespe³na 80,0 m n.p.m.) zachowa³ siê w pó³nocnej czêœci terenu arkusza, na wschód od Jeziora Pszczewskiego. Pomiêdzy wzniesieniami usypane zosta³y równiny (tarasy) sandrowe (najwiêksze o powierzchni kilku km 2 w rejonie Silnej i Starej Jab³onki oraz na po³udnie od Miedzichowa i Trzciela), zwi¹zane z dwoma etapami deglacjacji. Miejscami rozdziela je wyraÿny próg o wysokoœci 7 10 m. Powierzchnia starszego (wy szego poziomu) za³o ona na wysokoœci 65,0 85,0 m n.p.m. wznosi siê w miarê oddalania od dolin rzecznych i rynien jeziornych. Czêsto jest ona urozmaicona zag³êbieniami i wzniesieniami o wysokoœci kilku metrów. W tej czêœci badanego terenu zachowa³y siê ró nej wielkoœci doliny wód roztopowych, rozpoczynaj¹ce siê poza pó³nocn¹ granic¹ obszaru arkusza. Jedn¹ z nich wyznaczaj¹ obni enia, ci¹gn¹ce siê na po³udnie od owynia do Miedzichowa, wzd³u krawêdzi p³askowy u sto ka sandrowego (z Jeziorem P¹chowskim). Tak¹ genezê ma te system obni eñ, ci¹gn¹cy siê od jeziora Szarcz do Jeziora Wielkiego i dalej na po³udnie od Trzciela dolin¹ Obry, a do Zb¹szynia (poza granic¹ terenu arkusza). Ta druga dolina, co najmniej w czêœci na pó³noc od jeziora Rybojady, powsta³a w miejscu dawnej rynny subglacjalnej. W s¹siedztwie tych form utworzy³y siê podrzêdne doliny wód roztopowych, rozdzielone grzbietami moren, ozów i ostañców sto ka sandrowego. 9

10 Doliny wód roztopowych powsta³y tak e w miejscu dwu dolin marginalnych. Jedna, poni ej Jeziora Wielkiego, wykorzystywana jest przez dzisiejsz¹ dolinê Obry (taras zalewowy na poziomie 49,0 50,0 m n.p.m.). Druga ci¹gnie siê przez dolinê Czarnej Wody niemal od wschodniej granicy obszaru arkusza do Trzciela (taras zalewowy 52,0 60,0 m n.p.m.). Krawêdzie tych dolin s¹ trudne do wyznaczenia na odcinkach, gdzie mia³a miejsce wieloetapowa erozja spowodowana przep³ywem wód roztopowych i rzecznych. Jeziora Wielkie i Koniñskie powsta³y u zbiegu wy ej wymienionych ci¹gów dolinnych. W najm³odszym etapie deglacjacji wody roztopowe odprowadzane by³y ku po³udniowi dolin¹, wykorzystywan¹ obecnie przez Obrê na po³udnie od Trzciela lub dzisiejsz¹ dolin¹ Obry w kierunku Miêdzyrzecza, do rozleg³ego zastoiska. Analiza wysokoœci najni szego poziomu sandrowego (rzeczno-wodnolodowcowego) na terenie arkusza nie pozwala jednak na jednoznaczn¹ interpretacjê. Obra p³ynie w kierunku NW zabagnion¹ dolin¹, wcinaj¹c¹ siê w taras sandrowy na oko³o 5 m. Szerokoœæ doliny siêga 250 m przy zachodniej granicy terenu arkusza i miejscami do 500 m przy granicy po³udniowej. Powsta³y w niej szerokie rozlewiska i jeziora. Poni ej jeziora Rybojady na odcinku 4,5 km dolina znacznie siê zwê a, miejscami do niespe³na 100 m. Koryto rzeki jest w czêœci regulowane, ma m szerokoœci i oko³o 1,5 m g³êbokoœci. Wspó³czesna dolina Czarnej Wody o szerokoœci m ma s³abo zaznaczone krawêdzie i wcina siê na kilka metrów w powierzchniê najni szego tarasu sandrowego (dno doliny oko³o 60 m n.p.m., pow. ni szego tarasu ok. 65 m n.p.m.). Rzeka p³ynie uregulowanym korytem o szerokoœci oko³o 5 m i g³êbokoœci oko³o 1,5 m. Jeziora Pszczewskiego Parku Krajobrazowego (wszystkie jeziora badanego obszaru z wyj¹tkiem Jez. Chociszewskiego) s¹ przedmiotem szczegó³owej pracy monograficznej Krajniaka (1998). Najwiêkszym jeziorem na terenie arkusza jest rynnowe jezioro Ch³op (pow. 227,8 ha i g³êb. do 23,0 m). Wiêkszoœæ jezior ma genezê z³o on¹, jak np. Jezioro Wielkie (pow. 217,3 m i g³êb. 3,7 m), które powsta³o w misie wytopiskowej, na skrzy owaniu rynny subglacjalnej i doliny wód roztopowych. Po³udniowo-zachodni¹ czêœæ badanego obszaru (ok. 70 km 2 ) cechuje s³abo urozmaicona rzeÿba. Na po³udniowy zachód od Obry powsta³y rozleg³e równiny sandrowe, w granicach terenu arkusza niemal w ca³oœci nale ¹ce do dwóch ni szych tarasów. Dzieli je krawêdÿ o wysokoœci oko³o 4 m, znajduj¹ca siê w sta³ej odleg³oœci (5 km) od rzeki. Powierzchnia najni szego poziomu rozci¹ga siê na wysokoœci oko³o m n.p.m. Ponad jego monotonn¹ równinê, w pobli u mis wytopiskowych zajmowanych przez Jezioro Wielkie i jezioro Rybojady, wznosz¹ siê pagórkowate obszary moren martwego lodu, z wzniesieniami o wysokoœci kilku, maksymalnie 15 m (do niespe³na 70,0 m n.p.m.). Na obszarach moren wody roztopowe utworzy³y liczne obni enia, wyd³u one w kierunku NW SE. Sta³y siê one równinami torfowymi, a ich dzisiejsze powierzchnie znajduj¹ siê 1 2 m poni ej otaczaj¹cych równin. 10

11 Urozmaicona powierzchnia wy szego poziomu sandrowego, za³o ona zazwyczaj na wysokoœci m n.p.m., wznosi siê stopniowo ku po³udniowemu zachodowi. Wody roztopowe utworzy³y tu wyd³u one obni enia o g³êbokoœci do oko³o 7 m, uk³adaj¹ce siê w dwa ci¹gi, wyd³u one zgodnie z krawêdzi¹ tarasu. S¹ one obecnie obszarami akumulacji fitogenicznej. W jednym z nich powsta³o Jezioro Chociszewskie. Pomiêdzy obni eniami wznosi siê wa³ o wysokoœci wzglêdnej oko³o 7 m i kierunku NNW SSE, którego falista powierzchnia szczytowa siêga 76,3 m n.p.m. Powierzchniê tarasu urozmaicaj¹ te pagórki piasków przewianych o wysokoœci do 2 5 m. W po³udniowo-zachodnim naro u omawianego terenu znajduje siê fragment moreny spiêtrzonej (w granicach arkusza do 92,6 m n.p.m.). U jej podnó a zachowa³a siê listwa najwy szego z poziomów sandrowych. Jego wysokoœæ (75,0 82,0 m n.p.m.) odpowiada wysokoœci p³askowy u sto ka sandrowego wpó³nocno-wschodniej czêœci terenu. Dzia³alnoœæ ludzka nie pozostawi³a wiêkszych œladów w morfologii omawianego obszaru. Wyra- Ÿnie zaznaczaj¹cymi siê w terenie formami s¹: stawy rybne w pobli u Trzciela (³¹cznie oko³o 2 km 2 ) i stawy m³yñskie w dolinie Kamionki; wa³y przeciwpowodziowe wysokoœci oko³o 2 m, na znacznych odcinkach ci¹gn¹ce siê wzd³u regulowanych koryt Obry i Czarnej Wody; groble (wys. ok. 5 m) oraz kana³y (nie zaznaczone na szkicu ze wzglêdu na jego skalê) powsta³e przy budowie stawów rybnych i odwadnianiu pól; wciêcia, nasypy iprzyczó³ki mostowe linii kolejowych i szos, a tak e powsta³e na terenach zurbanizowanych w Trzcielu i Pszczewie niewielkie wyrobiska nieczynnych wirowni i piaskowni w s¹siedztwie Lewic, Lutola Suchego, Miedzichowa, Pszczewa i Stoków oraz niewielkie wysypiska œmieci w pobli u Trzciela i Stoków. Interesuj¹cymi obiektami archeologicznymi s¹ wczesnoœredniowieczne grodziska wstarym Trzcielu (na pó³noc od Trzciela) oraz w Pszczewie na Górze Sznekowej i Zamkowej, a przede wszystkim Szwedzkie Szañce. Te ostatnie wzniesiono na pó³wyspie dziel¹cym jezioro Rybojady i Proboszczowskie. Maj¹ one formê wa³ów o wysokoœci 2 8 m i okalaj¹ obszar o powierzchni oko³o 3 ha. III. BUDOWA GEOLOGICZNA A. STRATYGRAFIA Na wschód od Trzciela (Trzciel-Odbudowa) w granicach obszaru arkusza odwiercono g³êboki otwór badawczy Zb¹szynek IG-3 (otw. 66). Pod pokryw¹ osadów kenozoicznych przebi³ on ska³y kredy górnej i dolnej, jury dolnej, triasu górnego, œrodkowego i dolnego, permu górnego i dolnego z intruzj¹ melafirów. Wiercenie zakoñczono w ska³ach karbonu górnego, nie przewiercaj¹c ich do g³êbokoœci 3,4 tys. m. W otworze Lutol Suchy IG-1 (0,7 m za po³udniowo-zachodnim naro em obszaru arkusza) pod utworami 11

12 oligocenu dolnego, na g³êbokoœci 255,2 m rozpoznano osady kredy górnej (turonu santonu dolnego), pod nimi utwory kredy dolnej, ni ej jury dolnej nieprzewiercone do g³êbokoœci 500,4 m. W otworze Zb¹szynek IG-1 (10 km na po³udnie od Trzciela), pod utworami miocenu, na g³êbokoœci 115,0 m natrafiono na ska³y jury dolnej (toarku), pod nimi triasu górnego rozpoznane do g³êbokoœci 873,2 m (Dembowska, 1972). W otworze Miêdzychód IG-1 (26 km na NNE od Trzciela Dembowska, 1972) pod plejstocenem przewiercono utwory miocenu i oligocenu, a na g³êbokoœci 241,0 m ska³y kredy górnej (pogranicze kampanu dolnego i górnego). Poni ej stwierdzono utwory kredy dolnej, jury górnej, œrodkowej i dolnej. Wiercenie zakoñczono w osadach triasu górnego na g³êbokoœci 1287,9 m. Na podstawie profilów otworów z Sierczynka (otw. 46) i Zb¹szynka IG-3 (otw. 66) oraz informacji z terenów s¹siednich arkuszy mo na przyj¹æ, e na ca³ym badanym obszarze utwory kredy górnej stanowi¹ pod³o e paleogenu i neogenu. W g³êbokim rozciêciu erozyjnym w okolicy Sierczynka znajduj¹ siê one bezpoœrednio pod utworami plejstocenu (tabl. II). 1. Kreda a. Kreda górna Wapienie i margle kredy górnej, stanowi¹ce pod³o e utworów kenozoiku na ca³ym badanym obszarze, nale ¹ do po³udniowo-zachodniego skrzyd³a niecki szczeciñskiej i le ¹ na jej pograniczu z monoklin¹ przedsudeck¹ (Po aryski, 1977). W Zb¹szynku (otw. 66), w pod³o u osadów paleogenu, znajduj¹ siê wapienie margliste, których najwy sz¹ czêœæ (strop na rzêdnej 155,2 m p.p.m.) przez analogiê z profilem otworu Miêdzychód IG-1 (Dembowska, 1972) mo na uznaæ za utwory santonu górnego. W profilu otworu Lutol Suchy IG-1 (Salwa, 2008a, b) bezpoœrednio pod osadami kenozoiku rozpoznano utwory emszeru, czyli koniaku santonu dolnego (strop na rzêdnej 161,2 m p.p.m.). Wapienie margliste, miêkkie, kruche, bia³oszare, masywne i z nieznaczn¹ laminacj¹, napotkano w sp¹gu otworu w Sierczynku (otw. 46) na g³êbokoœci 218,8 220,3 m (rzêdna stropu 162,4 m p.p.m.), bezpoœrednio pod utworami plejstoceñskimi. S¹ to margliste wapienie mikrytowe (intramikryt, wackstone). Zawieraj¹ one ostrokrawêdzisty detrytus wapieni sparytowych (oko³o 20%) nale ¹cy do frakcji pelitycznej (fragmenty muszli?) oraz œladowe iloœci glaukonitu i s³abo obtoczonego drobnego pelitu kwarcowego. W wapieniach wystêpuj¹ pojedyncze fragmenty szkieletów ryb, muszli ma³ y i œlimaków. Nannoplankton oznaczony przez E. GaŸdzick¹ (inf. ustna) wskazuje na kampan górny (nie najwy szy) i w podziale wed³ug g³owonogów odpowiada poziomowi Didymoceras donezianum (B³aszkiewicz, Cieœliñski, 1973). 12

13 2. Paleogen Ska³y paleogenu i neogenu terenu arkusza i jego s¹siedztwa nie by³y dot¹d przedmiotem odrêbnych badañ. Ich wykszta³cenie i stratygrafia na obszarze Ni u Polskiego znane s¹ ze studiów o charakterze regionalnym (Piwocki, Olkowicz-Paprocka, 1987; Piwocki, Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995, 1997). Stratygrafiê osadów paleogenu i neogenu z otworów: Lutol Suchy IG-1 (250,2 m), Miêdzychód IG-1 (147,0 m) i Zb¹szynek IG-1 (133,0 m) opracowano ma³o szczegó³owo. Na omawianym terenie utwory paleogenu i neogenu nawiercono w trzech (z czterech wykonanych) otworach kartograficznych, sk¹d pobrano materia³y do badañ palinologicznych (Karoñ, 2002) i litologiczno-petrograficznych (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Ponadto stwierdzono ich obecnoœæ w profilach szeœciu otworów archiwalnych (otw.: 11, 66, 74, 77, 90, 92) zlokalizowanych przy granicach obszaru arkusza. Obecnoœæ ska³ starszego paleogenu, odpowiadaj¹cych paleocenowi b¹dÿ eocenowi dolnemu nie zosta³a potwierdzona na terenie arkusza, ani w jego s¹siedztwie (Ciuk, 1974; Dembowska, 1972; Walkiewicz, 1984; Gogo³ek, 1993; Romanek, 2002; Salwa, 2008a, b; Z³onkiewicz, 2000a, b; Kinas, 2004a, b; Michalska-Winnicka, 2000). Charakterystyczne dla warstw mosiñskich dolnych (eocen górny oligocen dolny) zielone piaski, stwierdzono wierceniami w rejonie Skwierzyny i Miêdzychodu, gdzie le a³y bezpoœrednio na ska³ach kredy górnej. Pozwala to spodziewaæ siê ich wystêpowania w s¹siedztwie pó³nocnej granicy omawianego terenu. a. Oligocen W Sierczynku (otw. 46) przewiercono brunatne i zielonkawe i³y, laminowane jasnoszarymi mu³kami (g³êb. 218,6 218,8 m), znajduj¹ce siê na pod³o u kredowym. Nale ¹ one do kompleksu utworów plejstoceñskich zaburzonych glacitektonicznie. Karoñ (2002) oznaczy³a w nich materia³ fitogenetyczny, zaliczany do oligocenu. Reprezentowany jest on przez nieliczne ziarna py³ku nagonasiennych: Pinuspollenites sp., Inaperturopollenites sp., Inaperturopollenites concedipites, Sciadopityspollenites sp., Piceapollis sp. oraz okrytonasiennych: Fususpollenites fusus, Engelhardtioipollenites quietus, Castaneoideaepollis pusillus, Nyssapollenites sp. Stwierdzono równie fitoplankton morski i brakiczny: Membranophoridium aspinatum i Ovoidites lingeolus. Sk³ad tego redeponowanego materia³u palinologicznego wskazuje, e w g³êbokich rozciêciach erozyjnych na pod³o u kredowym nale y spodziewaæ siê podczwartorzêdowych wychodni oligocenu. Oligocen dolny (rupel) Piaski, mu³ki i i³y warstwy czempiñskie.wokolicach Miêdzychodu i Gorzowa warstwy czempiñskie wykszta³cone s¹ w facjach piaszczystych i mu³kowo-ilastych z wêglem brunatnym (osady limniczno-bagienne) oraz w facjach ilasto-mu³kowych (osady morskie i brakiczne) i osi¹gaj¹ oko³o 20 m mi¹ szoœci (Ciuk, 1974; Piwocki, Olkowicz-Paprocka, 1987; Walkiewicz, 1984). 13

14 Na utwory tego wydzielenia natrafiono w otworze 66 (Zb¹szynek IG-3) na ska³ach kredy górnej (tabl. III). Przewiercono ciemnoszare zailone piaski kwarcowe ró noziarniste (g³êb. 204,0 210,0 m) oraz mu³ki piaszczyste szare i ciemnoszare, z drobn¹ mik¹ (g³êb. 192,5 204,0 m). W Silnej (otw. 14) pod p³askim otoczakiem piaskowca wyznaczaj¹cym sp¹g plejstocenu (fig. 1) przewiercono: szare drobnoziarniste piaski py³owate z drobnymi okruchami muskowitu (g³êb. 208,4 208,9 m); szare i zielonkawoszare mu³ki i mu³ki ilaste, laminowane poziomo i zawieraj¹ce siarkowodór (g³êb. 208,9 210,4 m); szare piaski drobnoziarniste i py³owate (g³êb. 210,4 211,2 m); mu³ki piaszczyste szare, laminowane poziomo, z laminami piasków gruboziarnistych i licznym muskowitem (g³êb. 211,2 212,2 m); szare piaski drobnoziarniste i py³owate (g³êb. 212,2 214,4 m); piaski œrednioziarniste z drobnymi okruchami muskowitu, jasnoszare i popielate (g³êb. 214,4 219,2 m). Piaski z Silnej s¹ drobnoziarniste, w stropie Ÿle wysortowane, g³êbiej doœæ dobrze, a ziarna kwarcu bardzo s³abo obtoczone (R = 2,5 3,2) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W najni szej czêœci profilu zawieraj¹ 2,3% CaCO 3 i œladowe iloœci glaukonitu (0,9%). Stwierdzono znaczny udzia³ minera³ów odpornych (51,4 56,8%), w tym turmalinów (13,3%) i dystenu (24,1%), przy równoczesnym braku minera³ów zespo³u epidotowo-granatowego, charakterystycznego dla osadów oligoceñskich, co sugeruje wiek dolnomioceñski. Litologia osadów oraz rzêdna wskazuj¹ na przynale noœæ omawianych utworów do formacji rawickiej lub gorzowskiej, datowanej na miocen dolny. Materia³ palinologiczny z Silnej, z g³êbokoœci 209,0 209,2 m, zdominowany by³ przez py³ek roœlin nagonasiennych (Karoñ, 2002). Przewa a³y wœród nich: Pinuspollenites sp., Tsugaepollenites sp., Sciadopityspollenites sp., Inaperturpollenites sp., Inaperturpollenites concedipites i Piceapollis sp. Mniej liczny by³ py³ek okrytonasiennych, g³ównie: Fususpollenites fusus, Alnipollenites verus, Engelhardtioipollenites quietus, Platanipollis ipelensis i Tricolporopollenites staresedloensis. Nielicznie reprezentowane roœliny ni sze, to: Leiotriletes sp., Laevigatosporites haardti i Triplanosporites sinuosus. Oznaczono te fitoplankton morski: Membranophoridium aspinatum, Spiniferites ramosus, Deflandrea sp. i Cymatiosphaeropsis sp. Powy szy zespó³ datuje omawiane osady na wczesny oligocen, co bior¹c pod uwagê litologiê, wskazuje na ich przynale noœæ do warstw czempiñskich rupelu. We M³ynie Krzy kówku (otw. 23), pod g³azikiem granitoidowym tkwi¹cym w sp¹gu osadów czwartorzêdu, przewiercono: ciemnoszare piaski py³owate i szaropopielate, drobnoziarniste z muskowitem (g³êb. 202,5 202,7 m); brunatne mu³ki piaszczyste o zapachu siarkowodoru (g³êb. 202,7 203,1 m); wêgiel brunatny (g³êb. 203,1 203,2 m); piaski œrednioziarniste, ku sp¹gowi przechodz¹ce w brunatne piaski drobnoziarniste (g³êb. 203,2 204,2 m); mu³ki i i³y brunatne, piaski py³owate szare (g³êb. 204,2 205,5 m) oraz i³y brunatne laminowane poziomo (g³êb. 205,9 207,0 m). Stropowe piaski zawieraj¹ glaukonit (4,7%), którego g³êbiej w ogóle nie odnotowano. Osady s¹ bezwapniste. Ziarna kwarcu w stropie s¹ dobrze obtoczone, g³êbiej bardzo s³abo (R = 0,4 i 4,4). Znaczny udzia³ dystenu (28,3%) 14

15 mn.p.m. 90 Otw. 14 Silna PIG-1 89,0 m n.p.m ,5 15,5 25,2 31,0 35,4 36,2 38,5 40,5 52,5 53,0 Otw. 83 Lutol PIG-1 70,0 m n.p.m. fg B3 p m p4 g gzw B3 p 4 tk W pm p3 g gzw W p 3 b fg p m G pmi W p3 p2 g gzw G p 2 5,0 10,5 0,98 26,0 32,5 33,4 37,0 38,5 40,0 Otw. 46 Sierczynek PIG-1 56,5 m n.p.m. ffg B3 p p4 g B3 gzw p4 fg W p p3 b W m p3 g W gzw p3 11,9 18,8 31,0 32,8 74,2 fg B3 p p4 g gzw B3 p 4 fg G p m p2 g gzw G p 2 4,0 9,3 15,4 18,5 26,2 29,0 33,0 48,5 57,0 gs B3 p p4 o B3 p p4 g gzw B3 p 4 fg W p p3 g W gzw p3 g W mp p3 g W gzw p3 b W pmi p ,8 fli pm p2-3 61,5 67,5 0 68,0 73,5-74,0 g S gzwp2 58, ,6 81,0 82,1 b S pmi p2 65,0 g S gzwp2 85, ,0 fg N p m p 2 fg G p m p ,8 103,0 104,7 88,5 90,3 98,0 g G gzw p 2 fg G 126,0 p m p 2 128,0 108,8 fg G p m p2-50 pmim 1 b S pmi p2 118,3 120,8 125, ,0 m 113,6 114,5 118,5 119,7 g G gzw p 2 151,5 128,0 132,6 135,0 122, ,9 132,0 147, ,4 153,0 139,5 b G mip p 2 158,2-90 fg N p m p 2 b G mip p 2 150, ,8 171,7 177,0 180,2 g S gzw p 2 rs S p m p 2 g S gzw p 2 208,4 214,9 pmiol1 172,5 175,0 177,0 180,0 182,5 184,0 186,6 187,0 193,5 rs S p m p ,8 194,7 fg N p m p 2 + g N gzw p 2 219,2 m 202,5 206,9 207,0 m pmiol ,5 218,65 218,85 220,3 m g S gzw p 2 + b S pmi p 2 wmecr3 Fig. 1. Zestawienie profili otworów badawczych dla SMGP (kartograficznych) 1 wiry, 2 piaski, 3 mu³ki, 4 i³y, 5 gliny zwa³owe, 6 wapienie, 7 margle; symbole jak na mapie geologicznej 15

16 i turmalinów (14,2%) sugeruje przynale noœæ tego fragmentu profilu do miocenu (Micha³owska, Mas³owska, 2002), co wskazywa³oby na formacjê rawick¹ lub gorzowsk¹. We M³ynie Krzy kówku oznaczono materia³ palinologiczny (Karoñ, 2002), nieliczny w próbce z g³êbokoœci 202,7 202,9 m (próbka 1) i liczny z g³êbokoœci 206,4 206,5 m (próbka 2). Roœliny nagonasienne reprezentowane by³y w nich przez: Pinuspollenites sp., Inaperturopollenites sp., Inaperturopollenites concedipites, a okrytonasienne przez: Fususpollenites fusus, Castaneoideaepollis pusillus, Tricolporopollenites librarensis, Tricolporopollenites exactus (próbka 1), Tricolporopollenites bruhlensis (próbka 1), Tricolporopollenites pseudocingulum (próbka 2), Tricolporopollenites staresedloensis (próbka 2), Tricolporopollenites dolium (próbka 2), uercoidites henrici (próbka 2). W próbce 1 wystêpowa³ fitoplankton brakiczny: Tetraporina quadrata i Mecsekia sp., a w próbce 2 zielenice Pediastrum cf. kawrayskyi. Oznaczone zespo³y palinologiczne datuj¹ omawiane osady na wczesny oligocen (Karoñ, 2002), co wskazuje na ich przynale noœæ do warstw czempiñskich. Znajduje to potwierdzenie w wykszta³ceniu litologicznym i g³êbokoœci zalegania. Piaski ró noziarniste i wiry warstwy mosiñskie górne. Utwory warstw mosiñskich górnych w Wielkopolsce wykszta³cone s¹ w formie piasków z przewarstwieniami wirów (Piwocki, Olkowicz-Paprocka, 1987; Walkiewicz, 1984). Powszechnie spotyka siê w nich otoczaki lidytów, ziarna fosforytów i szcz¹tki fauny oraz agregaty pirytowo-kwarcowe. Charakterystyczna jest równie obecnoœæ glaukonitu. Ich mi¹ szoœæ wynosi zwykle oko³o 20 m. W otworze 66 (Zb¹szynek IG-3) do omawianych osadów zaliczono (g³êb. 180,0 192,5 m) szare piaski ró noziarniste o przewadze ziaren drobnoziarnistych, z domieszk¹ wirków kwarcowych (2 3 mm). Oligocen górny (szat) Piaski formacja leszczyñska (warstwy leszczyñskie). W wykszta³ceniu typowym dla Zachodniej Wielkopolski warstwy leszczyñskie reprezentowane s¹ przez szare piaski drobnoziarniste i py³owate, mi¹ szoœci oko³o 10 m (Ciuk, 1974; Piwocki, Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995, 1997; Walkiewicz, 1984). W profilu otworu 66 (Zb¹szynek IG-3) zaliczono do nich pakiet szarych piasków ró noziarnistych (g³êb. 174,0 180,0 m). 3. Neogen a. Miocen Miocen dolny Piaski, mu³ki i i³y formacja rawicka i formacja gorzowska (warstwy d¹browskie i rawickie). Profil formacji rawickiej na monoklinie przedsudeckiej w po³udniowej Wiel- 16

17 kopolsce rozpoczynaj¹ piaski i mu³ki z warstwami wêgla brunatnego (ogniwo d¹browskie, dawniej okreœlane jako warstwy d¹browskie), na których le ¹ piaski ró noziarniste ze wirami oraz jasnoszare mu³ki i i³y, bia³e i pstre, sporadycznie z soczewkami wêgla brunatnego (ogniwo arskie) (Piwocki, Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995, 1997; Walkiewicz, 1984). W kierunku pó³nocnym formacji rawickiej odpowiada formacja gorzowska, wykszta³cona w postaci jasnoszarych i szarobrunatnych piasków z ³awicami wirów i lokalnymi wk³adkami mu³ków i wêgla brunatnego. Teren arkusza znajduje siê w pobli u pogranicza tych formacji i stref facjalnych, choæ obecnoœæ przewarstwieñ wêgla nie zosta³a potwierdzona. Ca³kowita mi¹ szoœæ utworów w rejonie badañ wynosi kilkadziesi¹t metrów, z czego na warstwy d¹browskie przypada od kilku do kilkunastu metrów. W otworze 66 (Zb¹szynek IG-3) do formacji rawickiej lub gorzowskiej, zdaniem autora, nale y profil o ³¹cznej mi¹ szoœci 49,5 m. Tworz¹ go: mu³ki ilaste ciemnobrunatne z licznym muskowitem (g³êb. 169,0 174,0 m), piaski gruboziarniste ciemnoszare ze wirkami (do 4 mm) i py³em wêglowym (g³êb. 165,0 169,0 m), wirki (2 3 mm) z piaskami ró noziarnistymi (g³êb. 161,0 169,0 m), mu³ki brunatne z muskowitem (g³êb. 155,0 161,0 m), piaski gruboziarniste ciemnoszare ze wirkami (do 4 mm) i py³em wêglowym (g³êb. 145,0 155,0 m), i³y wêgliste ciemnobrunatne z okruchami wêgla (g³êb. 124,5 145,0 m). Do formacji gorzowskiej zapewne nale ¹ tak e utwory z najni szej czêœci profilu studziennego ze stacji paliw w Lutolu Suchym (otw. 77). Pod warstw¹ wêgla brunatnego wystêpuj¹: piaski œrednioziarniste ciemnobrunatne (g³êb. 68,0 82,0 m), piaski œrednioziarniste jasnobrunatne z du ¹ zawartoœci¹ muskowitu w sp¹gu (g³êb. 82,0 84,0 m), mu³owce srebrzyste (g³êb. 84,0 85,0 m), piaski gruboziarniste ze wirami (g³êb. 85,0 85,6 m), mu³owce srebrzystoszare (g³êb. 85,6 86,6 m) oraz piaski jasnobrunatne, drobnoziarniste, ciemnoszare z mu³kami w sp¹gu (g³êb. 86,6 92,0 m). Przez analogiê z powy szym profilem studziennym, do formacji gorzowskiej zaliczyæ nale y tak e piaski z otworu 83 (Lutol PIG-1). Pod plejstocenem nawiercono: mu³ki piaszczyste, wêgliste, nieznacznie laminowane poziomo, z bardzo licznymi i du ymi okruchami muskowitu brunatnymi i czarnymi, z wk³adkami laminowanymi piaskami œrednio- i drobnoziarnistymi, jasnoszarymi (g³êb. 103,0 104,7 m) i szare piaski drobnoziarniste (g³êb. 104,7 130,0 m), zawieraj¹ce liczne, bardzo drobne okruchy muskowitu. W serii piasków drobnoziarnistych wysortowanie wzrasta ku stropowi od s³abego po doœæ dobre (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Roœnie równie udzia³ minera³ów odpornych (23,4 48,8%). Obtoczenie kwarcu jest z³e, a na g³êbokoœci 107,0 m bardzo z³e (R = 1,7 4,4). Piaski przewarstwiaj¹ce mu³ki s¹ bardzo Ÿle wysortowane. Seria piasków w sp¹gu zawiera chloryty (51,8%), a w stropie epidot (21,6%) i turmaliny (16,0%). Osady s¹ ca³kowicie bezwapniste i pozbawione glaukonitu. Powy sze cechy sugeruj¹ e osady z Lutola Suchego (otw. 83) powsta³y w œrodowisku limniczno-ba- 17

18 giennym, podczas regresji morza, co przemawia za wczesnomioceñskim ich wiekiem, czyli wskazuje na przynale noœæ do formacji rawickiej lub gorzowskiej. Próbka z otworu 83 z g³êbokoœci 129,6 129,7 m nie zawiera³a materia³u organicznego (Karoñ, 2002), natomiast w próbce z g³êbokoœci 103,5 103,6 m zawieraj¹cej ubogi materia³, roœliny okrytonasienne reprezentowane by³y przez: Alnipollenites verus, Castaneoideaepollis pusillus, uercoidites henrici, Symplocoipollenites rotundus, a nagonasienne przez: Pinuspollenites sp., Sciadopityspollenites sp., Inaperturopollenites concedipites oraz roœliny ni sze: Laevigatosporites haardti. Ich zasiêg stratygraficzny wskazuje na oligocen miocen dolny. W studni w Helowskiem (otw. 74), w sp¹gu otworu, nawiercono piaski drobnoziarniste ciemnoszare (g³êb. 138,5 143,0 m) oraz piaski drobnoziarniste z wk³adkami ³upków z obfitym muskowitem (g³êb. 143,0 155,0 m). W studni w Pr¹dówce (otw. 92), pod wêglem brunatnym, nawiercono najwy sz¹ czêœæ omawianych utworów w postaci: brunatnych piasków drobnoziarnistych (g³êb. 129,0 130,0 m) oraz piasków z wêglem brunatnym (g³êb. 130,0 135,0 m). Wêgiel brunatny, mu³ki, i³y i piaski formacja œcinawska (warstwy œcinawskie). Jest to wêgiel brunatny (przy pe³nym rozwoju dwie grupy pok³adów) z przewarstwieniami mu³ków, i³ów i piasków, tworz¹cy cykle sedymentacyjne (Piwocki, Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995, 1997; Walkiewicz, 1984). Jego zró nicowana mi¹ szoœæ uzale niona jest od lokalnej subsydencji w rowach, w których powstawa³y i na terenie Wielkopolski wynosi zazwyczaj oko³o 40 m. W profilu otworu 66 (Zb¹szynek IG-3) do formacji œcinawskiej zdaniem autora nale ¹: mu³ki wêgliste (g³êb. 113,0 116,0 m), wêgiel brunatny (g³êb. 116,0 122,0 m), mu³ki wêgliste (g³êb. 122,0 123,0 m) oraz wêgiel brunatny (g³êb. 123,0 124,5 m). W Pr¹dówce (otw. 92) formacjê œcinawsk¹ reprezentuj¹: mu³ki wêgliste ciemnobrunatne (g³êb. 110,0 122,0 m), wêgiel brunatny (g³êb. 122,0 127,0 m), piaski drobnoziarniste brunatne (g³êb. 127,0 128,0 m) oraz wêgiel brunatny (g³êb. 128,0 129,0 m). W Helowskiem (otw. 74) rozpoznano: mu³ki czarne wêgliste (g³êb. 126,0 133,0 m), wêgiel brunatny (g³êb. 133,0 136,0 m) oraz mu³ki szare z wk³adkami wêgla brunatnego (g³êb. 136,0 138,5 m). W Pr¹dówce w s¹siedniej studni (otw. 90) pod przykryciem osadów czwartorzêdowych le ¹ mu³ki silnie wêgliste (g³êb. 103,0 122,0 m). Na stacji paliw w Lutolu Suchym (otw. 77) równie niepe³ny profil formacji jest reprezentowany przez: mu³ki wêgliste ciemnobrunatne (g³êb. 52,0 57,0 m), piaski py³owate brunatne (g³êb. 57,0 58,0 m) oraz wêgiel brunatny (g³êb. 58,0 68,0 m). 18

19 Miocen œrodkowy Mu³ki, i³y i piaski formacja adamowska i formacja paw³owicka (warstwy adamowskie i paw³owickie). W zachodniej Wielkopolsce i w rejonie Miêdzychodu s¹ to utwory mu³kowo-ilaste, w czêœci wy szej z cienkimi wk³adkami wêgla brunatnego, co jest charakterystyczne dla formacji paw³owickiej (Piwocki, Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995, 1997; Walkiewicz, 1984). Zawieraj¹ one glaukonit oraz szcz¹tki mikrofauny brakicznej i p³ytkomorskiej (otwornice, ig³y g¹bek). Ku wschodowi Wielkopolski coraz liczniejsze s¹ wk³adki piasków, szczególnie w czêœci najni szej, powsta³ej w warunkach fluwialnych, co odpowiada formacji adamowskiej. Na terenie arkusza nierozdzielone utwory formacji paw³owickiej i adamowskiej osi¹gaj¹ mi¹ - szoœæ kilkudziesiêciu metrów. Wzrasta ona ku po³udniowemu wschodowi. Lokalnie w sp¹gu zaznacza siê charakterystyczne ogniwo piasków, nie stwierdzono natomiast wk³adek wêgla brunatnego. W otworze 66 (Zb¹szynek IG-3), gdzie mo na spodziewaæ siê pe³nego profilu omawianych osadów, do formacji paw³owickiej zaliczono: mu³ki wêgliste ciemnoszare i mu³ki piaszczyste szare (g³êb. 75,0 90,0 m); piaski i piaski zailone (g³êb. 90,0 102,0 m) oraz mu³ki piaszczyste (g³êb. 102,0 113,0 m). W Helowskiem (otw. 74) formacjê tê reprezentuj¹: i³y szarobrunatne, ni ej szare i dominuj¹ce czarne (g³êb. 70,0 110,0 m); i³y czarne z przewarstwieniami piasków (g³êb. 110,0 114,5 m) oraz mu³ki szare (g³êb. 114,5 126,0 m). Mo liwe, e czêœæ tego profilu nale y ju do warstw œrodkowopolskich formacji poznañskiej. W Pr¹dówce (otw. 92) na mu³kach wêglistych formacji œcinawskiej przewiercono kompleks piasków, z których najni sza czêœæ mo e reprezentowaæ ogniwo piasków formacji adamowskiej. S¹ to piaski drobnoziarniste ciemnoszare z muskowitem (g³êb. 101,0 103,0 m) i piaski drobnoziarniste szarobrunatne (g³êb. 103,0 110,0 m). I³y (szare) z wk³adkami wêgla brunatnego i piasków (dolna czêœæ) formacja poznañska (warstwy œrodkowopolskie i poznañskie dolne). Wydzielenie to, zwane ogniwem i³ów szarych lub ogniwem œrodkowopolskim, tworz¹ i³y szare i szarozielone oraz mu³ki, z przewarstwieniami wêgla brunatnego, nale ¹ce do dwóch grup pok³adów. Na terenie arkusza utwory te osi¹gaj¹ kilkanaœcie metrów mi¹ szoœci. W otworze 66 (Zb¹szynek IG-3) rozpoznano czêœæ ich profilu pod przykryciem osadów plejstocenu. Przewiercono i³y seledynowe i szare, z przewarstwieniem mu³ków wêglistych (g³êb. 60,0 75,0 m). W Helowskiem (otw. 74) do tej formacji zaliczono czêœæ kompleksu i³ów. S¹ to i³y czarne z py³em wêglowym (g³êb. 55,0 65,0 m) oraz i³y szare z przewarstwieniami wêgla brunatnego (g³êb. 65,0 70,0 m). Mo liwe, e do formacji poznañskiej nale y zaliczyæ równie fragment profilu, obecnie umiejscowiony w formacji paw³owickiej lub adamowskiej. 19

20 Miocen œrodkowy górny I³y ( zielone i pstre) (œrodkowa i górna czêœæ) formacja poznañska (warstwy poznañskie œrodkowe i górne). Ni sza czêœci profilu, ze wzglêdu na charakterystyczn¹ litologiê, zwana jest ogniwem i³ów zielonych. S¹ to i³y o barwach zielonych i niebieskich. Czêœæ wy sza, zbudowana z i³ów pstrych, to tzw. ogniwo i³ów p³omienistych. Dla obu tych wydzieleñ, ze wzglêdu na zazêbianie siê odmian barwnych, proponowana jest wspólna nazwa ogniwo wielkopolskie (Piwocki, Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995, 1997). Ich mi¹ szoœæ w zachodniej Wielkopolsce wynosi œrednio oko³o 20 m. I³y powstawa³y w p³ytkim basenie o wp³ywach morskich, na co wskazuje obecnoœæ glaukonitu i otwornic. Basen ten poszerza³ swój zasiêg podczas tworzenia ogniwa i³ów zielonych (Walkiewicz, 1984). Nastêpnie podczas sedymentacji i³ów p³omienistych przekszta³ci³ siê w rozleg³e jezioro s³onowodne i powoli zanika³, a do najni szego pliocenu. Na terenie arkusza niebieskie i³y rozpoznano w studni w Helowskiem (otw. 74) bezpoœrednio pod glinami lodowcowymi (g³êb. 51,0 55,0 m). W studni w owyniu (otw. 11) i³y pstre nawiercono w pod³o u czwartorzêdu (g³êb. 88,0 90,0 m). 4. Czwartorzêd a. Plejstocen W profilach otworów wiertniczych stwierdzono osady ze zlodowaceñ i interglacja³ów. Utwory te, z wyj¹tkiem zaliczonych do najm³odszego zlodowacenia, s¹ w ró nym stopniu zaburzone glacitektonicznie. W rozdzielaniu ich wykorzystano m.in. zró nicowanie cech litologiczno-petrograficznych (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Rozpoznano gliny zwa³owe zlodowaceñ: Nidy, Sanu 1, Sanu 2, Warty i Wis³y. Nie uzyskano na tym terenie potwierdzenia obecnoœci glin zwa³owych zlodowacenia Odry. Jest jednak mo liwe, e z nim mo e byæ zwi¹zana czêœæ utworów zaliczonych do zlodowacenia Sanu 2. Zweryfikowanie tej hipotezy uniemo liwia zmiennoœæ osadów plejstoceñskich oraz obecnoœæ zaburzeñ glacitektonicznych, przy równoczesnym braku danych z otworów wiertniczych. Interpretacja osadów powierzchniowych najm³odszego zlodowacenia tak e napotyka na trudnoœci, które spowodowane s¹ nak³adaniem siê na siebie m³odych form podczas wieloetapowej deglacjacji frontalnej oraz niszczeniem ich przez wody roztopowe. Na badanym obszarze, w wielu profilach otworów wiertniczych, obserwuje siê silne zaanga owanie glacitektoniczne osadów plejstoceñskich, zw³aszcza starszych od zlodowacenia Warty. Analizy profili wykazuj¹, e nasuwanie siê l¹dolodu podczas kolejnych zlodowaceñ powodowa³o tworzenie moren spiêtrzonych w po³udniowo-zachodniej i pó³nocno-wschodniej czêœci terenu arkusza. Ponadto zaburzenia z licznymi powierzchniami poœlizgu obserwuje siê w osadach wype³niaj¹cych rynny subglacjalne, wy ³obione w pod³o u podplejstoceñskim. Wobec braku danych wskazanie poziomego zasiêgu tych zaburzeñ nie jest mo liwe. 20

21 Zlodowacenia po³udniowopolskie Zlodowacenie Nidy Gliny zwa ³ owe zlodowacenia Nidy stwierdzono w Sierczynku (otw. 46) (g³êb. 180,0 213,9 m), gdzie le ¹ miêdzy zaburzonymi glinami zlodowacenia Sanu 1 (fig. 1), stanowi¹c czêœæ wype³nienia rynny subglacjalnej wcinaj¹cej siê w pod³o e kredowe. S¹ to szare gliny przewarstwiane utworami wodnolodowcowymi, silnie zaburzone glacitektonicznie. Tworz¹ cienkie wk³adki (zwykle 0,1 0,5 m, sporadycznie 1,6 m) wœród piaszczysto- wirowo-mu³kowych osadów wodnolodowcowych. S¹ one nachylone pod k¹tem i spêkane wzd³u poziomych powierzchni. Omawiane gliny zawieraj¹ mniej liczny materia³ wirowy w porównaniu z brunatnymi glinami z tego profilu, zaliczonymi do zlodowacenia Sanu 1. Wspó³czynniki petrograficzne 1 (O/K 1,31; K/W 0,77; A/B 1,28) œwiadcz¹ o podwy szonym udziale ska³ lokalnych (11,6 12,1%), a wœród nich stosunkowo znacznej zawartoœci wapieni i krzemieni. Wœród ska³ skandynawskich doœæ wysoki jest udzia³ dolomitów (4,0 6,5%). Znajduje to odzwierciedlenie w nieco wy szej wapnistoœci glin (CaCO 3 15,3%). Na podstawie wyników analiz litologiczno-petrograficznych zasugerowano by gliny te (Micha³owska, Mas³owska, 2002) odnieœæ do zlodowacenia Narwi lub do tego zlodowacenia zaliczyæ ca³y fragment profilu, le ¹cy poni ej g³êbokoœci 150,5 m (Lisicki, 2002). Jednak na tym obszarze obecnoœæ l¹dolodu zlodowacenia Nidy wydaje siê bardziej prawdopodobna, ni l¹dolodu zlodowacenia Narwi (Lindner, 1992). Piaski, wiry i mu ³ ki wodnolodowcowe stwierdzono w rynnach subglacjalnych w Silnej (otw. 14) i Sierczynku (otw. 46), a tak e w Lutolu Suchym (otw. 83) w morenie spiêtrzonej (fig. 1). W Sierczynku (otw. 46) piaski œrednio- i ró noziarniste, sporadycznie z drobnookruchowymi wirami stanowi¹ przewarstwienia wœród glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 1 na g³êbokoœci 177,0 216,5 m. Wœród nich rozpoznano równie szare piaski gliniaste, ³awice laminowanych piasków œrednioziarnistych, drobnoziarnistych i szarych mu³ków piaszczystych. Czêsto obserwuje siê nachylenia, pierwotnie poziomej laminacji i spêkania mu³ków pod k¹tem 20 oraz silne zagêszczenie piasków (poni ej g³êbokoœci 203,1 m), œwiadcz¹ce o znacznym zaanga owaniu glacitektonicznym. Piaski s¹ na pograniczu œrednio- i drobnoziarnistych, Ÿle wysortowane. Wœród minera³ów nieprzezroczystych amfibole (35,0 41,2%) przewa aj¹ nad granatami (19,5 23,7%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Wyj¹tkowo na g³êbokoœci 206,0 206,3 m wiêkszy jest udzia³ minera³ów pochodz¹cych z pod³o a (odpowiednio 33,0% i 28,7%). Udzia³ ziaren wêglanów wynosi 10,9 16,1%, a minera³ów odpornych 6,0 7,9%. Wapnistoœæ piasków œrednio- i ró noziarnistych (6,3 9,4%) 1 Wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla wirów o œrednicy 5 10 mm, uzyskanych z glin zwa³owych, charakteryzuj¹ zale noœci pomiêdzy ró nymi grupami ska³ paleozoicznych, gdzie: O ska³y osadowe, K ska³y krystaliczne i kwarc, W ska³y wêglanowe, A ska³y nieodporne na niszczenie, B ska³y odporne na niszczenie. 21

22 wyraÿnie wzrasta w piaskach i mu³kach na g³êbokoœci 186,8 201,5 m (7,2 16,0%). S³abe jest obtoczenie kwarcu (R = 1,79 3,66), a szczególnie z³e w mu³kach przewarstwiaj¹cych piaski. W Silnej (otw. 14) osady wodnolodowcowe mi¹ szoœci 56,9 m wype³niaj¹ rynnê subglacjaln¹ (dno na g³êb. 208,4 m; rzêdna 119,4 m p.p.m.) w pod³o u oligoceñskim. Stwierdzono tam szare piaski œrednio- i drobnoziarniste, zwykle laminowane poziomo lub przek¹tnie w drobnej skali, z laminami py³u wêglistego i z okruchami zwêglonego drewna, w ni szej czêœci kompleksu tworz¹cymi cienkie ³awice. Pojawiaj¹ siê pakiety drobnoziarnistych piasków mu³kowatych. Sp¹gowe 5 m oraz osady z g³êbokoœci 169,0 176,0 m wykszta³cone s¹ w postaci piasków ró noziarnistych. Zró nicowane wysortowanie osadów zmienia siê wielokrotnie od z³ego do dobrego. Wœród minera³ów nieprzezroczystych amfibole (31,1 44,5%) przewa aj¹ nad granatami (9,0 21,3%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Wyj¹tek stanowi próbka, pobrana 1,5 2,0 m nad stropem osadów oligocenu, w której niemal równy (32,9% i 33,8%) udzia³ tych minera³ów dowodzi wzmo onej dostawy materia³u z pod³o a. Udzia³ okruchów wêglanów wynosi przy sp¹gu 5,0 7,0%, a wy ej 1,7 2,8%. Zmienny jest udzia³ minera³ów odpornych 6,0 20,5% i stopieñ wysortowania od z³ego do dobrego. Do g³êbokoœci 180,5 m obserwuje siê minimalny wzrost zawartoœci CaCO 3 10,7 12,3%, a nastêpnie stopniowy spadek do 3,9%, œwiadcz¹cy o wietrzeniu osadów. Z³e i zmienne jest obtoczenie kwarcu (R = 1,26 2,82). Powy sze cechy wskazuj¹ na wodnolodowcow¹ genezê osadów i przy wyrównanej dynamice przep³ywu silnie zró nicowan¹ dostawê materia³u paleogeñskiego, zaznaczaj¹c¹ siê szczególnie w sk³adzie mineralnym, obtoczeniu kwarcu i udziale redeponowanej substancji wêglistej. W omawianym profilu z Silnej (otw. 14) obserwuje siê ci¹g³e przejœcie od opisanych tu osadów wodnolodowcowych zlodowacenia Nidy do utworów zastoiskowych i glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 1, co przemawia za przedstawion¹ tu interpretacj¹ wieku. W otworze 83 profil osadów wodnolodowcowych ma 20,9 m. Wraz z le ¹cymi powy ej utworami zastoiskowymi zlodowacenia Sanu 1 nale ¹ one do jednego cyklu sedymentacyjnego, o stopniowo malej¹cej dynamice œrodowiska. Na pod³o u mioceñskim (g³êb. 103,0 m; rzêdna 33,0 m p.p.m.) stwierdzono piaski ró noziarniste i drobnookruchowe wiry piaszczyste (ö do 0,3 cm, mi¹ szoœæ 14 m). Przykryte s¹ one piaskami drobnoziarnistymi i piaskami z py³em oraz drobnymi okruchami wêgla z przewarstwieniami piasków œrednioziarnistych i ziarnami wirów (ödo7,0 cm). W stropie (g³êb. 82,1m) wystêpuj¹ przewarstwienia mu³ków czarnych i szarobrunatnych, gêsto laminowanych smu yœcie piaskami i i³ami oraz cienkie ³awice zbudowane z drobnych okruchów wêgla. Na podstawie analizy litologiczno-petrograficznej (Micha³owska, Mas³owska, 2002) stwierdzono w najwy szej czêœci profilu piaski drobnoziarniste dobrze wysortowane, a g³êbiej œrednio-, a nawet gruboziarniste, Ÿle wysortowane. W sk³adzie minera³ów ciê kich licznie wystêpuj¹ wêglany (16%) i amfibole (40%). Udzia³ CaCO 3 wynosi oko³o 5%. 22

23 Zlodowacenie Sanu 1 Piaski, mu ³ ki i i ³ y zastoiskowe rozpoznano w Silnej (otw. 14), Sierczynku (otw. 46) i Lutolu Suchym (otw. 83). W Silnej (otw. 14) osady te (g³êb. 126,0 151,5 m; rzêdna 37,0 62,5 m p.p.m.) le ¹ na utworach wodnolodowcowych zlodowacenia Nidy, wype³niaj¹cych rynnê. W najni szej czêœci serii zastoiskowej (poni ej g³êbokoœci 134,0 m) powsta³y piaski drobnoziarniste i py³owate, warstwowane poziomo i przek¹tnie w drobnej skali, z laminami py³u wêglowego. Powy ej, coraz liczniej, pojawiaj¹ siê przewarstwienia laminowanych mu³ków i mu³ków ilastych szarych, od g³êbokoœci 130,9 m ca³kowicie zastêpuj¹cych piaski. W przystropowej czêœci profilu mu³ki staj¹ siê brunatne i przechodz¹ w laminowane ciemnoszare i brunatne gliny mu³kowate i ilaste, ze wirami, z zaburzeniami sp³ywowymi lub zaburzone glacitektonicznie. Gliny te powsta³y w najm³odszym okresie istnienia zastoiska u czo³a nasuwaj¹cego siê l¹dolodu. Materia³ osadowy zastoiska reprezentowany jest g³ównie przez piaski drobnoziarniste i grube py³y (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Jest Ÿle wysortowany i wysortowanie to ku górze nieznacznie siê pogarsza. W przysp¹gowej czêœci kompleksu obtoczenie kwarcu jest s³abe (R = 1,23). Odnotowano tu wysoki udzia³ amfiboli (44,4%) oraz wapnistoœæ (CaCO 3 13,2%) wyj¹tkowo wysok¹, w porównaniu z osadami ze stropu serii wodnolodowcowej i wy szych partii zastoiska. Œwiadczy to o dostarczaniu niezwietrza³ego materia³u przez zbli aj¹cy siê l¹dolód. W rozk³adzie zawartoœci CaCO 3 (3,9 6,9%) obserwuje siê stopniowe wahania, wskazuj¹ce na zmiany w przewietrzaniu zbiornika. Litologia i warstwowania obserwowane w mu³kach, wskazuj¹ na stopniowe przechodzenie ku górze profilu od warunków zastoiskowych w glacjalne, co tak e œwiadczy o nasuwaniu siê l¹dolodu. W Lutolu Suchym (otw. 83) osady zastoiskowe stwierdzono w morenie spiêtrzonej, miêdzy utworami wodnolodowcowymi zlodowacenia Nidy i glinami zwa³owymi zlodowacenia Sanu 1 (g³êb. 77,6 82,1 m; rzêdna 7,8 12,1 m p.p.m.). Ich profil rozpoczyna wk³adka (0,4 m) glin brunatnych ze wirami, w ni szej czêœci smugowanych piaskami py³owatymi i szarymi mu³kami. Przykrywaj¹ je laminowane mu³ki czarne i szare, zawieraj¹ce liczne okruchy drobnego muskowitu. Zawartoœæ CaCO 3 w mu³kach wynosi 5,2%, pozosta³ych wskaÿników nie badano (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W Sierczynku (otw. 46) na pod³o u górnokredowym, poni ej glin brunatnych, stwierdzono wk³adkê (218,65 218,85 m) niemal bezwapnistych (CaCO 3 1,2%) i³ów brunatnych i zielonkawych, laminowanych mu³kami szarymi, najprawdopodobniej powsta³ych w niewielkim zastoisku przed nasuniêciem l¹dolodu zlodowacenia Sanu 1 lub ju pod jego przykryciem. I³y równie s¹ silnie spêkane, w przybli eniu poziomo, wzd³u nieregularnych ob³ych powierzchni. W i³ach oznaczono spory oligoceñskie (Karoñ, 2002). Powy ej (g³êb. 217,7 217,9 m) czarne i ciemnoszare i³y i mu³ki gêsto laminowane stanowi¹ przewarstwienie w kompleksie brunatnych glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 1. 23

24 Gliny zwa³owe rozpoznano w Lutolu Suchym (otw.: 77, 83), owyniu (otw.: 10, 12, 13) i Silnej (otw. 14), gdzie wchodz¹ w sk³ad moren spiêtrzonych, a ponadto w Sierczynku (otw. 46) w rynnie subglacjalnej. Wykszta³cone s¹ w postaci brunatnych glin zwa³owych i glin piaszczystych, ze wirami i g³azikami. Strop glin znajduje siê na wysokoœci: od 25,5 m p.p.m. (otw. 12) i 2,9 m n.p.m. w owyniu (otw. 13) do 61,2 m n.p.m. w Lutolu Suchym (otw. 77) zaœ mi¹ szoœci wynosz¹ce pierwotnie najprawdopodobniej oko³o 20 30m od16,3 m w owyniu (otw. 13) do 51,8 m w Silnej (otw. 14). Ich brak spowodowany erozj¹ stwierdzono w rynnach subglacjalnych we M³ynie Krzy kówku (otw. 23), Pr¹dówce (otw. 90, 92), a ponadto na obszarach moreny dennej w otworze 66 (Zb¹szynek IG-3) i Helowskiem (otw. 74) oraz w morenie spiêtrzonej w owyniu (otw. 11). Gliny tego wieku w Silnej (otw. 14) stanowi¹ doln¹ czêœæ (g³êb. 74,2 126,0 m) monotonnego kompleksu ciemnoszarych glin ze wirami, na wysokoœci od 37,0 m p.p.m. do 14,8 m n.p.m. Du a ich mi¹ szoœæ wskazuje, e stanowi¹ wype³nienie rynny lub nale ¹ do moreny spiêtrzonej utworzonej przez l¹dolód zlodowacenia Sanu 2. W przystropowej czêœci glin przewiercono g³aziki granitoidowe o œrednicy 0,2 m i 0,4 m. Sk³ad petrograficzny wirów z glin w Silnej (otw. 14) charakteryzuje siê znaczn¹ przewag¹ ska³ krystalicznych nad wapieniami paleozoicznymi (K/W 1,77), a udzia³ ska³ lokalnych waha siê w granicach 18,8 29,6%. Wœród ska³ lokalnych licznie wystêpuj¹ margle (5,3%), znaczne s¹ zawartoœci krzemieni (8,5%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Zawartoœæ CaCO 3 wynosi 11,3%. Gliny o podobnym sk³adzie petrograficznym stwierdzono na obszarach arkuszy po³o onych na pó³nocny zachód od terenu arkusza Trzciel: Trzciñsko Zdrój (Mas³owska, Micha³owska, 1995) oraz Kostrzyñ, S³oñsk (Mas³owska, Micha³owska, 1999). Podwy szon¹ zawartoœæ ska³ lokalnych, a zw³aszcza krzemieni uznaje siê za cechê diagnostyczn¹ dla glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 1 (Mas³owska, 1999; Czerwonka, 1974). Ponadto w Lutolu Suchym (otw. 83) omawiane gliny wchodz¹ w sk³ad moreny spiêtrzonej, gdzie stanowi¹ najni sz¹ czêœæ (g³êb. 68,0 77,8 m; rzêdne 2,0 m n.p.m. 7,8 m p.p.m.) monotonnego kompleksu glin, przewarstwianego utworami zastoiskowymi. Kompleks ten tworz¹ czarne gliny ze wirami i licznym rozproszonym muskowitem oraz z drobnymi fragmentami zwêglonej sieczki roœlinnej. Charakteryzuje je wysoka zawartoœæ ska³ lokalnych (43,0%), w tym okruchów wêgla brunatnego i neogeñskiego kwarcu. Wartoœci wspó³czynników petrograficznych (O/K 0,56; K/W 2,14; A/B 0,44) równie œwiadcz¹ o du ym wp³ywie pod³o a na ich sk³ad (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Wœród materia³u wirowego ska³y krystaliczne (32,5%) przewa aj¹ nad wapieniami paleozoicznymi (17,3%). Glinom towarzysz¹ przewarstwienia szarych piasków py³owatych, mu³ków oraz mu³ków ilastych szarych i czarnych. Na podstawie wspó³czynników petrograficznych gliny z wy szej czêœci tego kompleksu, wraz z przewarstwiaj¹cymi je zastoiskowymi piaskami i mu³kami, zaliczono do zlodowacenia Sanu 2. 24

25 W rynnie subglacjalnej w Sierczynku (otw. 46) omawiane gliny wraz z utworami wodnolodowcowymi tworz¹ kompleks o du ej mi¹ szoœci i zmiennoœci (rzêdne 162,2 94,0 m p.p.m.). Wystêpuj¹ tu gliny brunatne z licznymi wirami (na g³êb. 150,5 164,8 i 171,7 177,0 m oraz nad stropem utworów kredy g³êb. 216,5 218,6 m). Te najni sze gliny przewarstwione s¹ (g³êb. 217,0 217,7 m) czarnymi i ciemnoszarymi mu³kami i i³ami zastoiskowymi, laminowanymi poziomo i smu yœcie oraz piaskami ze wirami gliniastymi. Gliny brunatne s¹ silnie zlityfikowane i gêsto spêkane wzd³u powierzchni nachylonych pod k¹tem 45 (przy stropie kompleksu) oraz poziomo (nad stropem kredy). Ich profil charakteryzuj¹ wyrównane wartoœci wspó³czynników petrograficznych (œrednio: O/K 0,74; K/W 1,54; A/B 0,62) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Stosunkowo niewielka (8,0 12,8%; œrednio 9,6%) jest zawartoœæ wirów ze ska³ lokalnych, a udzia³ dolomitów nie przekracza 1,6%. Ma³o zró nicowana jest zawartoœæ wêglanu wapnia (CaCO 3 10,4 13,7%), a przy stropie kompleksu zaznacza siê odwapnienie (CaCO 3 9,6%). Powy sze cechy (Czerwonka i in., 1998) wskazuj¹ na pochodzenie osadów z okresu zlodowacenia Sanu 1. Wyra ono sugestiê (Lisicki, 2002) by gliny te odnieœæ do zlodowacenia Narwi wraz z ca³ym kompleksem glin, który wype³nia rynnê w Sierczynku, poni ej g³êbokoœci 150,5 m. Hipoteza ta wydaje siê jednak ma³o prawdopodobna. Piaski, wiry, mu ³ ki i i ³ y moren spiêtrzonych wystêpuj¹ w Lutolu Suchym w po³udniowo-zachodnim naro u obszaru arkusza, gdzie rozpoznano je wierceniami (otw.: 75, 76, 78 81) oraz w ods³oniêciach powierzchniowych. Ponadto obecne s¹ w owyniu (otw. 11), a najprawdopodobniej tak e w Sierczu (otw. 45) i Trzcielu (otw. 66). Czêœæ tych osadów wchodzi w sk³ad moren spiêtrzonych. W morenie spiêtrzonej w Lutolu Suchym zarówno w ods³oniêciach, jak i wierceniach, wystêpuj¹ jasnoszare piaski œrednio-, grubo- i ró noziarniste, zazwyczaj ze znacznym udzia³em wirów, tworz¹cych tak e ³awice wirowe. Niepe³ne profile tych utworów siêgaj¹ 20 m, maksymalnie 46,8 m (otw. 80) co jednak nie mo e byæ uto samiane z pierwotn¹ mi¹ szoœci¹. Na szczycie wzniesienia (otw. 75) pod piaskami ze wirami, najni sza rozpoznana czêœæ profilu utworów wodnolodowcowych (g³êb. 13,3 13,8 m) wykszta³cona jest w postaci jasnobr¹zowych py³ów piaszczystych. W otworze 76 natrafiono na szare wiry z otoczakami, których mi¹ szoœæ wynosi co najmniej 29,5 m (lub ponad 34,5 m), a strop znajduje siê na rzêdnej 74,0 m n.p.m. W Sierczu (otw. 45) pod glinami zwa³owymi zlodowacenia Sanu 2 (g³êb. 61,2 m; rzêdna 6,5 m p.p.m.), nawiercono 5,4 m piasków ze wirami. W Trzcielu (otw. 66) odpowiadaj¹ im jasnoszare piaski drobnoziarniste, których 3-metrowa warstwa (strop 2,2 m p. p. m.) rozdziela ska³y pod³o a czwartorzêdu i gliny zwa³owe Sanu 2. W owyniu (otw. 11) wykszta³cone s¹ one w postaci piasków œrednioziarnistych (9,0 m) i przykrywaj¹cej je warstwy wirów (1,2 m). Stwierdzono je poni ej wysokoœci 6,4 m n.p.m. (g³êb. 77,6 m), gdzie rozdzielaj¹ i³y mioceñskie od nadleg³ych utworów wodnolodowcowych zlodowacenia Sanu 2. Prawdopodobnie nale ¹ one do moreny spiêtrzonej. 25

26 Piaski, wiry i mu³ki (wodnolodowcowe) rynien subglacjalnych rozpoznano wierceniami w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza w Pr¹dówce (otw.: 90, 92) i Sierczynku (otw. 46), a ponadto w czêœci pó³nocnej we M³ynie Krzy kówku (otw. 23). W Pr¹dówce (otw.: 90, 92) w sp¹gu stwierdzono piaski gruboziarniste ze wirami grubookruchowymi oraz piaski drobnoziarniste, a wy ej piaski œrednioziarniste ze wirami (³¹czne mi¹ szoœci 34,0 m i 31,0 m). Osady te le ¹ na utworach mioceñskich, których strop na pó³nocno-wschodnim zboczu g³êbokiej rynny ci¹gn¹cej siê do Sierczynka znajduje siê odpowiednio na 48,3 m i 50,0 m p.p.m. We M³ynie Krzy kówku (otw. 23) utwory wodnolodowcowe (strop 100,0 m p.p.m.) le ¹ na osadach oligoceñskich (130,0 m p.p.m.), stanowi¹c najni sz¹ czêœæ wype³nienia rynny (g³êb. 172,5 202,5 m). Kompleks tych osadów rozpoczynaj¹ piaski ró noziarniste, piaski ze wirami i wiry drobnookruchowe (ö 0,3 cm). Obserwuje siê przewarstwienia wirów grubookruchowych (ö 15,0 cm) na g³êbokoœci 184,4 186,6 m i 193,0 193,5 m. Wœród minera³ów nieprzezroczystych wystêpuje równowaga zawartoœci amfiboli (27,7%) i granatów (28,3%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Wêglanów jest 5,7%, a minera³ów odpornych 8,0%. Œrednia zawartoœæ CaCO 3 7,3% jest bardzo wyrównana w tej czêœci profilu. Dobre obtoczenie ziaren kwarcu (R = 0,29) w próbce pobranej 1 m nad sp¹giem tego kompleksu wskazuje, e by³ tu g³ównie redeponowany rzeczny materia³ formacji adamowskiej (?). Powy ej obtoczenie ulega gwa³townemu pogorszeniu (R = 1,87 2,82), co potwierdza wodnolodowcowe warunki sedymentacji. Na g³êbokoœci 172,5 184,0 m przewiercono piaski œrednioziarniste i ró noziarniste oraz mu³ki szare, w czêœci silnie spêkane (powierzchnie spêkañ nachylone pod k¹tem 45 ). Wœród minera³ów nieprzezroczystych amfibole (38,0%) przewa aj¹ nad granatami (21,3%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Udzia³ wêglanów wynosi 3,5%, a minera³ów odpornych 8,0%. Roz³o ona symetrycznie zawartoœæ CaCO 3 2,0 13,4% jest najwiêksza w spêkanych mu³kach w œrodkowej czêœci przedzia³u. Z³e jest obtoczenie ziaren kwarcu (R = 2,19 2,72). Stropowe piaski drobnoziarniste s¹ doœæ dobrze wysortowane. Zlodowacenie Sanu 2 Mu³ki, i³y i piaski zastoiskowe wystêpuj¹ we M³ynie Krzy kówku (otw. 23), Sierczynku (otw. 46) i prawdopodobnie w owyniu (otw. 13). W Sierczynku (otw. 46) osady zastoiskowe, stanowi¹ce czêœæ wype³nienia rynny (g³êb. 132,0 150,5 m; rzêdne 75,5 94,0 m p.p.m.), rozdzielaj¹ gliny zwa³owe zlodowaceñ Sanu 1 i Sanu 2. Wykszta³cone s¹ w postaci heterolitu szarych mu³ków i piasków drobnoziarnistych z pakietami mu³ków, a w stropie i³ów szarych (2,4 m) i w najwy szej czêœci (1 m) i³ów szarobr¹zowych. Ca³y kompleks jest warstwowany poziomo, a w pakietach piasków laminacjê podkreœlaj¹ poziomy koncen- 26

27 tracji py³u wêglistego. Zbadane piaski s¹ drobnoziarniste, zawieraj¹ drobnookruchowe wiry i s¹ Ÿle wysortowane (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Stropowe i³y szarobr¹zowe wraz z nadleg³ymi glinami zwa³owymi zlodowacenia Sanu 2 s¹ zaburzone glacitektonicznie silnie sfa³dowane i spêkane wzd³u powierzchni nachylonych pod k¹tem 45. Znaczny jest udzia³ CaCO 3 15,6%. Podobne i³y stanowi¹ przewarstwienia w profilu nadleg³ych glin zlodowacenia Sanu 2. Potwierdza to hipotezê, e w tym otworze osady zastoiskowe powsta³y ju podczas tego m³odszego okresu glacjalnego. We M³ynie Krzy kówku (otw. 23) utwory zastoiskowe zlodowacenia Sanu 1 (g³êb. 153,0 172,5 m; rzêdne 80,5 100,0 m p.p.m.) rozpoznano w rynnie, gdzie rozdzielaj¹ osady wodnolodowcowe zlodowaceñ Sanu 1 i Sanu 2. Wykszta³cone s¹ w postaci szarych mu³ków, mu³ków ilastych laminowanych i piasków py³owatych, podrzêdnie z oko³o 10-centymetrowymi wk³adkami i³ów z okruchami wirów (ö 5,0 cm) i okruchami zwêglonego drewna oraz piaskami œrednioziarnistymi. W mu³kach, w œrodkowej czêœci kompleksu, obserwuje siê zaburzenia glacitektoniczne w postaci nachylenia warstwowania pod k¹tem 20, a w sp¹gu pod k¹tem 60. Wysortowanie w piaskach zmienia siê ku górze od z³ego po bardzo z³e (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Œrednia zawartoœæ CaCO 3 jest wyrównana i wynosi oko³o 13,0%, obni aj¹c siê jedynie w przewarstwieniu piasków œrednioziarnistych do 6,4%. W owyniu (otw. 13) do tego wydzielenia zaliczono piaski py³owate i gliny zwa³owe (g³êb. 74,0 77,7 m; rzêdna stropu 6,6 m n.p.m.), rozdzielaj¹ce mi¹ szy kompleks glin zwa³owych zlodowaceñ Sanu 1 i Sanu 2. Prawdopodobnie utworami zastoiskowymi (lub wodnolodowcowymi), powsta³ymi podczas zlodowacenia Sanu 2, s¹ tak e jasnoszare piaski drobnoziarniste silnie zaglinione, mi¹ szoœci 10,1 m (rzêdna stropu 16,3 m n.p.m.), przewiercone w owyniu (otw. 11) pod kompleksem glin zwa³owych tego wieku. Gliny zwa³owe rozpoznano w kopalnych osadach moreny dennej oraz w morenach spiêtrzonych i w wype³nieniach rynien subglacjalnych, gdzie s¹ one zaburzone glacitektonicznie. Stwierdzono je w wiêkszoœci g³êbszych otworów na terenie arkusza. Na obszarach morenowych reprezentowane s¹ one przez gliny i gliny piaszczyste ciemnoszare, rzadko szarobrunatne, ze wirami i g³azikami. Ku po³udniowemu zachodowi powierzchnia omawianych osadów obni a siê stopniowo. W morenie spiêtrzonej w Piotrach gliny zwa³owe tworz¹ wychodniê, wynurzaj¹c siê na powierzchniê spod osadów sto ka sandrowego, a strop ich siêga do 93,4 m n.p.m. W wyrobisku o g³êbokoœci do 4 m ods³oniêto br¹zowe gliny piaszczyste ze wirami, g³azikami i g³azami. Od pó³nocnego wschodu do omawianych glin przylega obni enie wype³nione piaskami sandrowymi o mi¹ szoœci oko³o 20 m. W bezpoœrednim s¹siedztwie wyrobiska, w sondach, obserwuje siê silnie zró nicowanie litologiczne. Gliny zwa³owe przewarstwiaj¹ siê ze wirami gliniastymi, piaskami gliniastymi, ró no- i œrednioziarnistymi, interpretowanymi tu jako osady wodnolodowcowe zlodowacenia Sanu 2, tkwi¹ce w morenie spiêtrzonej. 27

28 W Sierczynku (otw. 46) stwierdzono gliny zwa³owe brunatne i ciemnoszare ze wirami. W dolnej czêœci kompleksu (g³êb. 113,5 132,0 m) obserwuje siê rzadkie, niespe³na metrowej mi¹ szoœci, przewarstwienia szarych i³ów (w stropie) oraz piasków drobnoziarnistych i wirów (ö maksymalnie ponad 10,0 cm). Obtoczenie ziaren kwarcu w piaskach ró noziarnistych przewarstwiaj¹cych gliny na g³êbokoœci 119,0 119,3 m jest z³e (R = 2,41). W profilu glin le ¹cych powy ej g³êbokoœci 13,5 m widoczne s¹ nieznaczne jaœniejsze smugi. Ca³y kompleks jest silnie spêkany, a powierzchnie spêkañ i poœlizgu nachylone s¹ pod k¹tem Nieco powy ej tego zwartego kompleksu glin, wœród osadów wodnolodowcowych wype³niaj¹cych rynnê, stwierdzono wk³adkê (g³êb. 88,5 90,3 m) glin ciemnoszarych, o odcieniu br¹zowym, ze wirami, o identycznych cechach litologicznych. Gliny charakteryzuje doœæ wyrównana wapnistoœæ (7,9 15,3%; œrednio 11,4%). Wspó³czynniki petrograficzne wynosz¹ œrednio: O/K 0,98; K/W 1,13; A/B 0,84 (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W próbkach z g³êbokoœci 110,3 115,3 m znaczny jest udzia³ dolomitów (4 5%). Udzia³ ska³ lokalnego pod³o a w glinach tego poziomu jest nawet nieco wy szy, ni w glinach zlodowacenia Sanu 1. Obserwowane zró nicowanie wspó³czynników w profilu wskazuje na redepozycjê materia³u pochodz¹cego ze starszych glin, choæ brak jest zauwa alnych tendencji w ich rozmieszczeniu. Zdaniem Micha³owskiej i Mas³owskiej (2002) oraz Lisickiego (2002) gliny poni ej g³êbokoœci 119,7 m reprezentuj¹ zlodowacenie Sanu 1. W Silnej (otw. 14) stwierdzono ciemnoszare gliny ze wirami (g³êb. 32,4 74,2 m). Charakteryzuj¹ je wspó³czynniki: O/K 0,94; K/W 1,16; A/B 0,83 (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Doœæ wyrównana zawartoœæ CaCO 3 (œrednio 10,4%) na g³êbokoœci 43,6 m wykazuje spadek (6,7%) i wy ej ponowny wzrost. W najwy szej czêœci profilu (g³êb. 31,2 32,4 m) stwierdzono p³ynne przejœcie glin w osady eluwialne. S¹ to ciemnoszare mu³ki piaszczyste laminowane poziomo. W mu³kach odnotowano spadek wapnistoœci (CaCO 3 9,0%). W Lutolu Suchym (otw. 83) profil glin (g³êb. 40,4 68,0 m) jest silnie urozmaicony. S¹ to gliny brunatne i czarne, ze wirami w najwy szej czêœci (1,4 m), smugowane. Fragmenty profilu (do 6 m) zbudowane z jednolitych glin wystêpuj¹ na przemian z przewarstwieniami (do 1 m mi¹ szoœci) szarych piasków py³owatych, czêsto laminowanych mu³kami czarnymi, brunatnymi i szarymi oraz wk³adkami piasków gliniastych ze wirami. W ca³ym kompleksie licznie wystêpuj¹ drobne fragmenty zwêglonego drewna i muskowit. Analizy litologiczno-petrograficzne podkreœlaj¹ zró nicowanie i wykazuj¹ dwudzielnoœæ profilu stwierdzonych tu glin; w dolnej czêœci glin mu³kowatych, ku górze przechodz¹cych w piaski gliniaste o niewielkiej zawartoœci wirów (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Gliny te charakteryzuj¹ wspó³czynniki petrograficzne: O/K 0,98; K/W 1,12; A/B 0,87. Wœród materia³u wirowego ska³y krystaliczne (36,9%) wystêpuj¹ w równowadze z wapieniami paleozoicznymi (35,2%), co tak e ró ni te gliny od le ¹cych ni ej glin zlodowacenia Sanu 1. Nastêpuje te w sto- 28

29 sunku do nich zmniejszenie udzia³u ska³ lokalnych (17,4%). Poni ej g³êbokoœci 56,2 m odnotowano s³ab¹ wapnistoœæ. Przewa aj¹ utwory ca³kiem bezwapniste, a maksymalna zawartoœæ CaCO 3 siêga 3,9%. W wy szej czêœci profilu udzia³ CaCO 3 jest silnie zró nicowany (5,9 14,1%). Mo na siê spodziewaæ, e pomiêdzy morenowym wypiêtrzeniem starszego plejstocenu, zwi¹zanym z Wa³em Bukowca, którego fragment znajduje siê w granicach omawianego terenu w Lutolu Suchym, a dzisiejsz¹ dolin¹ Obry, znajduje siê szeroka na oko³o 3 km strefa dolinno-rynnowa. Powsta³a w miejscu starszej struktury wyciêtej w pod³o u i tak jak ona znajduje sw¹ kontynuacjê na terenach arkuszy Miêdzyrzecz (Salwa, 2008a, b) i Zb¹szynek (Michalska-Winnicka, 2000). Gliny zwa³owe zlodowacenia Sanu 2 osi¹gaj¹ w niej znaczniejsze mi¹ szoœci (rzêdu m), a rzêdna ich stropu jest ni sza, ni na przyleg³ych obszarach. W tych otworach gliny zlodowacenia Sanu 2 spoczywaj¹ na osadach wodnolodowcowych zlodowacenia Sanu 1, przykrywaj¹cych pod³o e czwartorzêdu. Na przedpolu wa³u Bukowca, ku dolinie Obry strop glin stopniowo obni a siê. W Lutolu Suchym (otw. 83) stwierdzono go na rzêdnej 29,5 m n.p.m., w Jasieñcu (otw. 49) 15,0 m n.p.m., a w Sierczu (otw. 45) 7,0 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 13,5 m). W profilach otworów w Pr¹dówce (otw.: 90, 92) 2,na wschodnim brzegu rynny, strop glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 2 znajduje siê na rzêdnych 12,0 m p.p.m. i 2,3 m p.p.m. (mi¹ szoœæ 7,0 m; 12,0 m), a w Trzcielu (otw. 66) na rzêdnej 4,8 m n.p.m. (mi¹ szoœæ oko³o 4,8 m). W Sierczynku (otw. 46) gliny le ¹ w rynnie subglacjalnej na g³êbokoœci 98,0 132,0 m (rzêdne 41,5 75,5 m p.p.m.). Obecnoœæ wk³adki (g³êb. 88,5 90,3 m) tych glin, wœród osadów wodnolodowcowych le ¹cych powy ej, wskazuje na zaburzenia glacitektoniczne. Od Trzciela ku wschodowi wysokoœci stropu glin rosn¹ stopniowo i w studniach w Miedzichowie (otw.: 68 72) wynosz¹ 25,5 33,5 m n.p.m., a przy wschodniej granicy terenu arkusza w Helowskiem (otw.: 73, 74) 40,3 41,9 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 21 m). W pó³nocno-zachodnim naro u obszaru arkusza, w rejonie Pszczewa (otw.: 1, 6 9), strop glin znajduje siê na rzêdnych 23,0 36,0 m n.p.m. Ich profile mia³y tu zaledwie kilka metrów. Erozyjny brak glin tego zlodowacenia stwierdzono miejscami w osadach moreny spiêtrzonej w Lutolu Suchym (otw.: 75, 76, 80). W pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru w Piotrach i owyniu pod utworami m³odszego plejstocenu zaznacza siê kopalny garb zbudowany z glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 2. Wchodz¹ one w sk³ad moren spiêtrzonych. Strop glin w Silnej (otw. 14) znajduje siê na rzêdnej 56,2 m n.p.m., zaœ w owyniu (otw.: 11 13) na rzêdnych 40,6 47,7 m n.p.m. (mi¹ szoœci 32,5 i 34,0 m). W otworach w owyniu gliny zlodowacenia Sanu 2 czêsto tworz¹ ci¹g³e profile wraz z glinami m³odszych zlodowaceñ. W pó³nocno-wschodnim naro u obszaru arkusza, miêdzy Lewicami a M³ynem Krzy kówkiem (otw. 23), gliny zosta³y ca³kowicie zerodowane. 2 Wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla wirów o œrednicy 5 10 mm, uzyskanych z glin zwa³owych, charakteryzuj¹ zale noœci pomiêdzy ró nymi grupami ska³ paleozoicznych, gdzie: O ska³y osadowe, K ska³y krystaliczne i kwarc, W ska³y wêglanowe, A ska³y nieodporne na niszczenie, B ska³y odporne na niszczenie. 29

30 Piaski, wiry i mu³ki wodnolodowcowe stwierdzono w otworach wiertniczych pod m³odszymi utworami plejstoceñskimi. W czêœci stanowi¹ one wype³nienie rynien, w czêœci nale ¹ do moren spiêtrzonych. Brak ich stwierdzono na wzniesieniu moreny spiêtrzonej w Lutolu Suchym (otw.: 75 79) i w owyniu (otw. 12), gdzie kontaktuj¹ ze sob¹ gliny zwa³owe zlodowaceñ Sanu 2 i Warty oraz w Pr¹dówce (otw.: 90, 92), gdzie na glinach zlodowacenia Sanu 2 le ¹ interglacjalne osady rzeczne i jeziorne. W po³udniowej czêœci obszaru arkusza, na przedpolu moreny spiêtrzonej w Lutolu Suchym (otw. 83) oraz w Jasieñcu (otw.: 84, 85), powierzchnia stropowa tych utworów jest wyrównana i znajduje siê na rzêdnych 31,2 33,8 m n.p.m. W otworze 84 rozpoznano stropowe 3,5 m osadów tego wieku w postaci wirów z otoczakami ska³ krystalicznych. W otworze 85 nawiercony 7-metrowy fragment profilu tworz¹ w po³owie wiry z otoczakami, które ku górze przechodz¹ w piaski gruboziarniste ze wirami i wy ej w piaski œrednioziarniste. W otworze 49 strop tego wydzielenia znajduje siê na g³êbokoœci 29,0 m (rzêdna 26,0 m n.p.m.), a profil (11,0 m) tworz¹ piaski œrednioziarniste. W Lutolu Suchym (otw. 83) na glinach i piaskach gliniastych le ¹ wiry (ö do10,0 cm; g³êb. 39,7 40,5 m). Przykrywaj¹ je (g³êb. 38,5 39,7 m) piaski ró noziarniste ze wirami (ö do 5,0 cm), odwapnione CaCO 3 6,8%), s³abo obtoczone (R = 1,47) i Ÿle wysortowane (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Powy ej (g³êb. 36,2 38,5 m) stwierdzono piaski szarobr¹zowe ze wirami (ödo5,0 cm) i z licznym muskowitem. Zawartoœæ CaCO 3 wynosi 15,0%. Na przed³u eniu rynny zb¹szyñskiej, w Trzcielu (otw.: 66, 93) i Borowym M³ynie (otw. 32), strop tego poziomu wodnolodowcowego znajduje siê rzêdnych od 17,4 do 24,8 m n.p.m. Reprezentowny jest przez piaski œrednioziarniste ze wirami, awtrzcielu (otw. 66) wiry (ö do 1 cm), ku stropowi przechodz¹ce w piaski ró noziarniste. Dalej ku wschodowi, w Miedzichowie (otw.: 68 72) strop tych osadów znajduje siê na rzêdnych 37,5 41,5 m n.p.m., a przy wschodniej granicy w Helowskiem (otw. 73) na wysokoœci 47,3 m n.p.m. Ich mi¹ szoœci wynosz¹ 6,5 13,5 m. Tak e i w tej czêœci obszaru s¹ to piaski œrednio- i gruboziarniste, którym towarzysz¹ przewarstwienia wirów. W pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza, w rejonie Pszczewa (otw.: 1, 6 9), strop utworów wodnolodowcowych znajduje siê na rzêdnych 27,0 42,0 m n.p.m., a mi¹ szoœci wynosz¹ kilka metrów. Dalej na wschód zaznacza siê redukcja mi¹ szoœci, a do zupe³nego ich wyklinowania w owyniu (otw.: 11, 12). W otworze 10 stwierdzono jedynie ich rezyduum w postaci wirów (strop na rzêdnej 51,7 m n.p.m., mi¹ szoœæ 4,0 m) rozdzielaj¹cych gliny. Utwory te stwierdzono tak e w pó³nocno-wschodniej czêœci terenu arkusza, na obszarze moren spiêtrzonych. W Piotrowie, w s¹siedztwie wychodni glin zaliczonych do zlodowacenia Sanu 2, w profilach sond gliny przewarstwiaj¹ siê ze wirami gliniastymi, piaskami gliniastymi, ró no- i œrednio- 30

31 ziarnistymi. W pobliskich Lewicach (otw. 16) strop piasków œrednioziarnistych stwierdzono na rzêdnej 54,0 m n.p.m., pod glinami zwa³owymi zlodowaceñ Wis³y i Warty. W Silnej (otw. 14) profil (g³êb. 18,8 31,2 m, strop 70,2 m n.p.m.) tworz¹ piaski drobnoziarniste szare, miejscami laminowane poziomo, z okruchami zwêglonego drewna, wk³adkami piasków œrednioziarnistych, a sporadycznie mu³ków. Osady s¹ doœæ dobrze, a w stropie dobrze wysortowane (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W sk³adzie petrograficznym udzia³ amfiboli (34,0 53,3%) znacznie przewy sza zawartoœæ granatów (7,7 25,3%), niska jest zawartoœæ okruchów wêglanów (2,1 7,3%). Zawartoœæ CaCO 3 jest zmienna i przewa nie niska (3,8 13,5%). Obtoczenie kwarcu jest z³e (R = 1,18 2,05). Obecnoœæ utworów wodnolodowcowych tego wieku w rynnach subglacjalnych zosta³a stwierdzona w Sierczu (otw. 45), Sierczynku (otw. 46) i M³ynie Krzy kówku (otw. 23). W Sierczu (otw. 45) strop piasków ze wirami znajduje siê na rzêdnej 45,9 m n.p.m., zaœ ich mi¹ szoœæ wynosi 38,9 m. W rynnie w Sierczynku (otw. 46) profil tych utworów ma 33,0 m mi¹ szoœci (strop 8,5 m p.p.m.). Na skutek zaburzeñ glacitektonicznych piaski rozdziela warstwa glin zwa³owych (g³êb. 88,5 90,3 m), opisanych powy ej wraz z glinami tego wieku. Poni ej glin, w dolnej czêœci profilu (g³êb. 90,3 98,0 m), rozpoznano Ÿle wysortowane piaski gruboziarniste, zawieraj¹ce domieszkê drobnookruchowych wirów (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Zawartoœæ amfiboli (38%) znacznie przewy sza w nich udzia³ granatów (18,8%), a ziarna wêglanów stanowi¹ 18,0%. Udzia³ CaCO 3 wynosi 10,3%. Obtoczenie kwarcu jest z³e (R = 2,13). Wy sz¹ czêœæ profilu w Sierczynku (otw. 46), nad glinami, rozpoczynaj¹ wiry (ödo7,0 cm; g³êb. 87,8 88,5 m), a nad nimi (g³êb. 65,0 87,8 m) le ¹ Ÿle wysortowane piaski ró noi gruboziarniste, z niewielkimi przewarstwieniami piasków œrednioziarnistych (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W próbce ze stropu tego kompleksu amfibole (34,0%) przewa aj¹ nad granatami (22,4%), a zawartoœæ wêglanów wynosi 18,7%. Udzia³ CaCO 3 w sp¹gu kompleksu wynosi 13,5%, wy ej maleje do œredniej 8,1% i jest doœæ wyrównany. Z³e obtoczenie kwarcu (R = 2,5 3,1) potwierdza wodnolodowcow¹ genezê osadów. We M³ynie Krzy kówku (otw. 23) osady wodnolodowcowe, przewiercone na g³êbokoœci 48,5 153,0 m (strop 24,0 m n.p.m.), przynajmniej w czêœci stanowi¹ wype³nienie rynny. Nad ich sp¹giem, do g³êbokoœci 128,0 m, profil tworz¹ szare (przy sp¹gu ciemnoszare), Ÿle wysortowane piaski ró noziarniste, przewarstwiane wirami (ö ponad 5,0 cm), podrzêdnie piaski œrednioziarniste. Powy ej tej g³êbokoœci dominuj¹ piaski od bardzo drobno- po œrednioziarniste, którym od g³êbokoœci 108,8 m towarzysz¹ przewarstwienia piasków py³owatych i mu³ków. Osady s¹ wysortowane w ró - nym stopniu od s³abo po doœæ dobrze, rzadko Ÿle (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Powszechnie wystêpuj¹ okruchy wêgla (maksymalnie ponad 6 cm) i py³ wêglowy, nadaj¹cy niektórym laminom i ³awicom piasków czarn¹ barwê. W ni szej czêœci profilu (reprezentowanej przez próbkê z g³êbokoœci 148,7 149,0 m) zaznacza siê du y udzia³ redeponowanego materia³u pochodz¹cego z pod³o a, 31

32 o czym œwiadczy liczny udzia³ granatów (33,1%), przewy szaj¹cy zawartoœæ amfiboli (30,2%). W ca³ym wy szym profilu utworów wodnolodowcowych wype³niaj¹cych rynnê, obserwuje siê zmiany w dostawie materia³u paleogeñskiego i neogeñskiego, na co wskazuje zawartoœæ: amfiboli na przemian oko³o 37% i oko³o 50% oraz granatów na przemian oko³o 9% i 15,5%. Na g³êbokoœci 108,8 m wraz z pojawieniem siê frakcji pylastej, gwa³townie zmienia siê zawartoœæ okruchów wêglanów, z ponad 20% na 4,0 7,5%. Udzia³ CaCO 3 maksymalny wsp¹gu (12,6%), powy ej jest zmienny (4,4 11,2%) i niezale ny od frakcji osadów. S³abe obtoczenie kwarcu (R = 1,45 2,64, maksymalnie 4,36) wyraÿnie pogarsza siê powy ej g³êbokoœci 128,0 m. Na g³êbokoœci 48,5 67,5 m profil reprezentuj¹ szare, doœæ dobrze wysortowane piaski œrednioziarniste, z przewarstwieniami drobnoziarnistych piasków py³owatych, z niewielkimi wk³adkami Ÿle wysortowanych piasków ró noziarnistych oraz mu³ków laminowanych poziomo (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Obserwuje siê poziomy nagromadzenia py³u wêglowego i okruchów zwêglonego drewna. Zawartoœæ amfiboli (33,5%) przekracza udzia³ granatów (17,8%). Udzia³ CaCO 3 wynosi przewa nie 9,0 11,0%. Wyrównane i z³e jest obtoczenie kwarcu (œrednio R = 1,81), a przy stropie bardzo z³e (R = 2,51). W owyniu (otw. 11) stwierdzono jasnoszare piaski drobnoziarniste, mocno zaglinione, o mi¹ szoœci 10,1 m, które tak e s¹ wype³nieniem rynny. Ich strop znajduje siê na rzêdnej 16,3 m n.p.m. Le ¹ one miêdzy glinami zwa³owymi zlodowacenia Sanu 2 i warstw¹ wirów, reprezentuj¹c¹ zapewne utwory wodnolodowcowe zlodowacenia Sanu 1. Interglacja³ wielki Piaski i mu³ki, rzeczne i jeziorne rozpoznano miêdzy Sierczynkiem, a Pr¹dówk¹ oraz w Borowym M³ynie. Obszary te zwi¹zane s¹ z dolinami kopalnymi, które po zlodowaceniach po³udniowopolskich istnia³y w s¹siedztwie g³êbokiej rynny. Strop osadów interglacjalnych wype³niaj¹cych obni enie stwierdzono w Sierczynku (otw. 46) na wysokoœci 23,1 m n.p.m., w Trzcielu (otw. 60) 21,7 m n.p.m., a w Pr¹dówce 18,0 m n.p.m. (otw. 90) i 27,7 m n.p.m. (otw. 92). Mo liwe, e do tego wydzielenia nale y równie czêœæ profilu w Trzcielu (otw. 93) reprezentowana przez piaski py³owate, których strop znajduje siê na rzêdnej 32,5 m n.p.m., zaliczone do utworów wodnolodowcowych dolnych zlodowacenia Warty. W Sierczynku (otw. 46) profil osadów interglacjalnych (g³êb. 33,4 65,0 m), w najni szej czêœci (do g³êb. 51,8 m), reprezentuj¹ piaski œrednio- i ró noziarniste z przewarstwieniami mu³ków ciemnoszarych, z obfit¹ domieszk¹ muskowitu i py³u wêglowego, a sporadycznie z ziarnami drobnookruchowych wirów. Wy ej s¹ to piaski drobnoziarniste, z licznymi przewarstwieniami i laminami szarych mu³ków. W stropie wyró nionej tu serii osadów (g³êb. 33,4 37,0 m) powsta³y piaski ró noziarniste. Osady ca³ej serii s¹ Ÿle wysortowane (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Zawartoœæ amfiboli w ni szej czêœci (35,6%) przewy sza udzia³ granatów (24,3%) i jest niemal identyczna, jak w le ¹cych ni ej 32

33 osadach wodnolodowcowych. W próbce pochodz¹cej ze stropu serii interglacjalnej proporcja ta ulega odwróceniu (amfibole 29,5%; granaty 35,9%). Niezmiennie niewysoka jest zawartoœæ okruchów wêglanów (5,7 7,4%). Zró nicowana jest zawartoœæ CaCO 3 (7,2 12,0%), nieco wy sza w mu³kach, z poziomem odwapnienia (CaCO 3 2,8%) na g³êbokoœci 59,0 59,3 m. Obtoczenie kwarcu jest z³e i wzrasta ku górze profilu (R = 2,49 1,41). Cechy powy sze wskazuj¹ na stopniowe przejœcie ku górze od warunków wodnolodowcowych w rzeczne, ponadto na pocz¹tkow¹ depozycjê materia³u glacjalnego, a wy ej materia³u pochodz¹cego z pod³o a. Na podstawie opornoœci (Grycko, Iciek, 2001), omawiane osady mo na podzieliæ na trzy kompleksy, które obocznie przechodz¹ w osady uznane w czêœci za wodnolodowcowe zlodowacenia Sanu 2. Najwy szy kompleks z Sierczynka ku pó³nocnemu-wschodowi przechodzi w osady drobnopiaszczyste, stwierdzone w otworach w Borowym M³ynie (otw.: 32, 36). Ich strop rozpoznano na wysokoœci 27,4 i 31,0 m n.p.m., zaœ mi¹ szoœæ (otw. 32) wynosi 10,0 m. Badania geofizyczne wskazuj¹, e kompleks ten wyklinowuje siê stopniowo ku pó³nocnemu wschodowi (w rejonie Silnej). W Jasieñcu (otw. 45) strop omawianych utworów stwierdzono na g³êbokoœci 29,0 m (rzêdna 36,0 m n.p.m.), a w profilu (10,0 m) wystêpuj¹ szare zaglinione piaski py³owate. W Trzcielu (otw. 60), pod utworami zlodowacenia Warty, nawiercono ciemnoszare piaski drobnoziarniste (mi¹ szoœæ niepe³na 2,5 m). W Pr¹dówce (otw.: 90, 92) 30-metrowej mi¹ szoœci profile zbudowane s¹ z piasków mu³kowatych, ku górze przechodz¹cych w mu³ki. Powierzchnie stropowe tych utworów znajduj¹ siê na rzêdnych 18,0 m i 27,7 m n.p.m. Piaski to osady rzeczne, a mu³ki prawdopodobnie jeziorne. Przystropowa czêœæ profilu byæ mo e ma genezê zastoiskow¹ i powsta³a podczas zlodowaceñ œrodkowopolskich. Zlodowacenia œrodkowopolskie Zlodowacenie Warty Piaski, mu ³ ki i i ³ y zastoiskowe wobni eniu miêdzy Sierczynkiem a Pr¹dówk¹, rozpoznano w Trzcielu (otw. 89; strop 22,0 m n.p.m.) i w Pr¹dówce (otw. 90; strop 26,0 m n.p.m.). S¹ to ciemnoszare py³y, ni ej i³y (4,0 m), a w Pr¹dówce (otw. 90) jasnoszare mu³ki, przewarstwiane jasnoszarymi glinami zwa³owymi. We M³ynie Krzy kówku (otw. 23) seriê zastoiskow¹ (g³êb. 33,0 48,5 m; strop 39,5 m n.p.m.) reprezentuj¹ mu³ki ciemnoszare oraz jasnoszare piaski py³owate drobnoziarniste, gêsto laminowane poziomo, z licznymi okruchami muskowitu, z przewarstwieniami mu³ków ilastych (g³êb. 39,5 40,5 m) i laminami py³u wêglowego (g³êb. 38,0 42,0 m). Analizy wykaza³y bardzo du ¹ przewagê zawartoœci amfiboli (39,7%) nad granatami (4,5%) oraz niewielki udzia³ okruchów wêglanów (3,3%), co œwiadczy o sedymentacji materia³u pochodz¹cego z l¹dolodu. Zawartoœæ CaCO 3 jest zró nicowana (2,8 11,9%; œrednio 6,5%), a obtoczenie kwarcu jest z³e (R = 2,89). 33

34 W Lutolu Suchym (otw. 83) osady zastoiskowe (g³êb. 35,4 36,2 m) wykszta³cone s¹ w postaci szarych drobnoziarnistych piasków py³owatych. Piaski wodnolodowcowe rozpoznano w otworach wiertniczych w Trzcielu i owyniu. S¹ to szare piaski œrednioziarniste, ewentualnie piaski gruboziarniste, ku stropowi przechodz¹ce w coraz drobniejsze. W Trzcielu (otw.: 60, 89) ich mi¹ szoœæ wynosi 6,5 7,5 m, a strop znajduje siê na rzêdnych od 28,5 do 29,2 m n.p.m. Mo liwe, e do tego wydzielenia nale y równie czêœæ profilu z otworu 93 w Trzcielu, reprezentowana przez piaski py³owate o mi¹ szoœci 12,0 m (strop 32,5 m n.p.m.). W owyniu (otw. 13) mi¹ szoœæ tych utworów wynosi 4,2 m (strop 48,8 m n.p.m.). W otworach 13 i 89 przykrywaj¹ one utwory zastoiskowe, aw60le ¹ na osadach interglacja³u wielkiego. Gliny zwa ³ owe wystêpuj¹ na wiêkszoœci obszaru arkusza. Stwierdzono je wierceniami. Zazwyczaj s¹ to gliny i gliny piaszczyste szare i ciemnoszare, ze wirami i otoczakami. Lokalnie wystêpuj¹ gliny piaszczyste brunatne (Trzciel otw. 63) lub jasno ó³te (Miedzichowo otw. 70). Miejscami spotyka siê niewielkiej mi¹ szoœci przewarstwienia mu³ków, piasków i wirów (Pszczew otw. 6; Pr¹dówka otw. 92; Sierczynek otw. 46). We M³ynie Krzy kówku (otw. 23) gliny zwa³owe (g³êb. 18,5 33,0 m strop 54,0 m n.p.m.) wykszta³cone s¹ w postaci szarych glin piaszczystych, przy stropie przechodz¹cych w piaski silnie gliniaste. W profilu zaznacza siê zró nicowanie udzia³u materia³u wirowego. Miejscami utworzy³y siê przewarstwienia glin wirowatych. Omawiany kompleks jest przedzielony (g³êb. 26,2 29,4 m) warstw¹ wirów. Wspó³czynniki petrograficzne glin s¹ nastêpuj¹ce: O/K 1,08; K/W 1,03; A/B 0,89 (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Istotny jest udzia³ dolomitów (3,5%), a zmienna, lecz doœæ wysoka zawartoœæ CaCO 3 (6,4 13,8%). W otworze 83 gliny tego wieku (g³êb. 31,0 35,4 m; strop 39,0 m n.p.m.) wykszta³cone s¹ jako szare gliny piaszczyste ze wirami i w sp¹gu z otoczakami. Wspó³czynniki petrograficzne wynosz¹: O/K 1,07; K/W 0,98; A/B 0,98 (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Znaczna jest zawartoœæ dolomitów (5,5%), a udzia³ CaCO 3 wynosi 13,5%. Cechy te powtarzaj¹ siê w analizach glin zlodowacenia Warty wykonanych na obszarze arkusza Trzciel i s¹ tak e charakterystyczne dla glin tego wieku z obszaru arkusza Miêdzyrzecz (Micha³owska, Mas³owska, 2002; Salwa, 2008a, b) i z obszarów pó³nocno-zachodniej Polski (Mas³owska, 1999). W Sierczynku (otw. 46) stwierdzono warstwê szarych glin mu³kowato-ilastych ze wirami, okruchami i³ów, w czêœci laminowanych poziomo, z przewarstwieniami mu³ków (g³êb. 32,5 33,4 m; strop 24,0 m n.p.m.). Wskazuje to na sedymentacjê wytopiskow¹ i œcis³y zwi¹zek z le ¹cymi wy ej utworami zastoiskowymi. Wspó³czynniki petrograficzne tych glin maj¹ nastêpuj¹ce wartoœci: O/K 1,5; K/W 0,69; A/B 1,36 (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Znaczny jest udzia³ dolomitów (8,0%), a zawartoœæ CaCO 3 wynosi 12,8%. 34

35 W pó³nocnej czêœci obszaru arkusza parametry glin zwa³owych wynosz¹ w Pszczewie strop 43,2 m n.p.m., mi¹ szoœæ 7,0 m (otw. 6); strop 48,0 m n.p.m., mi¹ szoœæ oko³o 20 m (otw. 1 i 7). Ku wschodowi strop glin wznosi siê w Pszczewie (otw.: 9, 10) i owyniu (otw. 13) do oko³o 58 m n.p.m., w owyniu (otw.: 10, 12) do oko³o 68,0 m n.p.m. (mi¹ szoœæ m) i w Lewicach (otw. 14) do oko³o 74 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 14 m). W rynnie Kamionki w Lewicach (otw. 20) obserwuje siê obni enie stropu do 63,0 m n.p.m. i we M³ynie Krzy kówku do 54,0 m n.p.m. (otw. 23). W po³udniowej czêœci obszaru arkusza w Lutolu Suchym (otw. 83) strop omawianych osadów stwierdzono na rzêdnej 39,0 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 4,4 m), w Œwidwowcu (otw. 51) 33,5 m n.p.m., a w Jasieñcu (otw.: 49, 84, 85) oko³o m n.p.m. (mi¹ szoœæ m). W Trzcielu (otw.: 52 59, 61 63, 66, 89) wysokoœæ stropu glin jest zró nicowana i waha siê w granicach 31,0 38,0 m n.p.m. (mi¹ szoœæ do 10 m). W rynnie jezior zb¹szyñskich, w Rybojadach (otw. 47) nawiercono je na wysokoœci 40,6 m n.p.m., a w dolinie Obry w Pr¹dówce (otw.: 91, 92) oko³o 42 m n.p.m. (mi¹ szoœci m). Na wschód od Obry w Pr¹dówce (otw. 94) strop glin wznosi siê do 49,1 m n.p.m. i dalej ku wschodowi znajduje siê on stopniowo coraz wy ej. W Miedzichowie (otw.: 68 72) wystêpuje na wysokoœci 47,8 60,5 m n.p.m., a przy granicy obszaru arkusza w Helowskiem (otw.: 73, 74) oko³o 64 m n.p.m. Obserwowane tu mi¹ szoœci siêgaj¹ m. W czêœci otworów obserwuje siê ci¹g³y profil glin zwa³owch obejmuj¹cy gliny zlodowacenia Warty i Wis³y (otw.: 8 11, 16 18, 60, 68 71, 84, 85, 89 92). Tak e analiza wysokoœci stropu omawianych glin w rejonie Lewic, Lewiczynka i Piotrów, wobec braku otworów je przewiercaj¹cych pozwala przypuszczaæ, e gliny zwa³owe zlodowacenia Warty mog¹ tu le eæ bezpoœrednio pod glinami zlodowacenia Wis³y. Wywo³any wczesn¹ erozj¹ brak glin zlodowacenia Warty stwierdzono wierceniami w Lutolu Suchym (otw.: 76 81), na wzniesieniu moreny spiêtrzonej, powy ej rzêdnej 50,0 m n.p.m. Brak ich jest tak e, miêdzy zachodni¹ granic¹ obszaru arkusza w Sierczu a Borowym M³ynem i Lewicami, na co wskazuj¹ badania geofizyczne oraz profile otworów (otw.: 14, 32, 36, 45, 46). W Sierczynku (otw. 46) zachowa³a siê niespe³na metrowa ich wk³adka. Ponadto brak jest glin tego zlodowacenia w Trzcielu w otworze 93. Opis profilu w Pszczewie (otw. 3) utrudnia stwierdzenie obecnoœci tego poziomu glin, choæ wydaje siê prawdopodobne, e mog³y one tu w ogóle siê nie osadziæ. Takiej sytuacji mo na spodziewaæ siê wzd³u ca³ej rynny, pozostawionej przez l¹dolód zlodowacenia Warty. Na rynnê tê natrafiono w Pszczewie i Borowym M³ynie. Mu³ki zastoiskowe rozpoznano wierceniami w Jasieñcu (otw. 50 co najmniej 1 m mi¹ szoœci) i w Œwidwowcu (otw. 51 1mmi¹ szoœci), gdzie ich strop znajduje siê na rzêdnych 34,0 34,5 m n.p.m. (ze wzglêdu na skalê, nie zaznaczone na przekroju). S¹ to szare mu³ki i piaski py³owate. Ponadto rozpoznano je w Sierczynku (otw. 46), gdzie ich strop znajduje siê na wysokoœci 30,5 m n.p.m (g³êb. 26,0 32,5 m). Profil tego otworu reprezentuj¹ szare mu³ki ilaste, partiami laminowane 35

36 poziomo i faliœcie. W sp¹gu obserwuje siê przewarstwienia piasków œrednioziarnistych, a w stropie wk³adkê szarych i³ów. Mu³ki s¹ silnie wapniste (CaCO 3 24,0%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Lokalizacja serii zastoiskowej wskazuje na istnienie na przedpolu l¹dolodu zlodowacenia Warty, na terenie kopalnej rynny z okresu zlodowaceñ po³udniowopolskich, rozleg³ego obszaru obni onego wype³nionego zastoiskiem. Mu ³ ki, piaski i wiry lodowcowe wystêpuj¹ce wœród glin zwa³owych stwierdzono w profilach wierceñ we M³ynie Krzy kówku (otw. 23), Trzcielu (otw.: 64 i 65) i Lewicach (otw. 18). We M³ynie Krzy kówku (otw. 23) kompleks glin zwa³owych (g³êb. 18,5 33,0 m) jest przedzielony wk³adk¹ (g³êb. 26,2 29,4 m) warstwowanych ró nookruchowych wirów (ö do8,0 cm) piaszczystych. Analizy litologiczno-petrograficzne wykazuj¹ z³e wysortowanie, dominacjê drobnoi œredniookruchowych wirów oraz gruboziarnistych piasków (³¹cznie 66,0%) oraz z³e obtoczenie kwarcu (R = 2,21). Wapnistoœæ wirów wynosi 13,0%, a w przewarstwieniu gliny (20 cm) w sp¹gu 6,8% (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W studniach w Trzcielu (otw. 64 i 65) s¹ to ciemnoszare mu³ki, w ca³oœci zastêpuj¹ce gliny zwa³owe tego poziomu glacjalnego, rozpoznane w s¹siaduj¹cych otworach (otw.: 63, 66). Lokalizacja pozwala równie przypuszczaæ, e stanowi¹ one wype³nienie niewielkiej rynny, ewentualnie s¹ utworami zastoiskowymi (strop 36,1 36,5 m n.p.m.). Jest tak e prawdopodobne, e s¹ one jedynie w ten sposób opisanymi glinami zwa³owymi. W Lewicach (otw. 18) pod ci¹g³ym profilem glin zlodowaceñ Warty i Wis³y, na wysokoœci 59,5 m n.p.m., przewiercono niepe³ny profil (8,0 m) mu³ków przewarstwianych piaskami. W pobliskiej studni (otw. 16) na tym poziomie rozpoznano gliny zwa³owe. Piaski i mu³ki tarasów kemowych rozpoznano w Lutolu Suchym (otw. 83) na zboczu moreny spiêtrzonej (g³êb. 15,5 31,1 m). Doln¹ (g³êb. 25,2 31,1 m) i górn¹ (g³êb. 15,5 20,0 m) czêœæ profilu tworz¹ jasno- i ciemnoszare drobnoziarniste piaski py³owate oraz grube mu³ki ciemnoszare i br¹zowoszare, laminowane poziomo, Ÿle wysortowane, w ni szej czêœci tak e pakiety mu³kowo-ilaste szare i br¹zowe. Zawartoœæ CaCO 3 w tej czêœci profilu wynosi 6,6% (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W wy szej czêœci obecne s¹ te brunatne piaski gliniaste z licznym muskowitem. Œrodkow¹ czêœæ profilu (g³êb. 20,0 25,2 m) tworz¹ Ÿle wysortowane piaski drobno- i œrednioziarniste ze wirami, podrzêdnie piaski ró noziarniste. Obtoczenie kwarcu w tej czêœci profilu jest z³e (R = 1,56), a zawartoœæ CaCO 3 wynosi 10,9%. Piaski i wiry wodnolodowcowe stwierdzono w profilach licznych otworów na niemal ca³ym obszarze arkusza, gdzie przewa nie stanowi¹ bezpoœrednie pod³o e glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y. 36

37 Omawiane osady reprezentowane s¹ przez piaski, od drobno- po gruboziarniste, zawieraj¹ce materia³ wirowy oraz warstwy wirów. Rzadko s¹ to piaski jednej frakcji. Zazwyczaj obserwuje siê stopniowe zmniejszanie frakcji ziaren ku stropowi, choæ zdarzaj¹ siê profile, w których ujawniaj¹ siê (wiêcej ni jeden) cykle sedymentacyjne. W Trzcielu (otw. 52) ca³y profil, a w owyniu (otw. 12) i Trzcielu (otw. 63) najwy sz¹ jego czêœæ, tworz¹ wiry i warstwa bruku. Charakter osadów œwiadcz¹cy o wzroœcie dynamiki przep³ywu móg³by wi¹zaæ je ze zlodowaceniem Wis³y, lecz takie wnioski nie znajduj¹ potwierdzenia przy zestawieniu profili wiertniczych z rejonu Trzciela. W Sierczynku (otw. 46) omawiane osady (g³êb. 10,5 26,0 m; strop 46,0 m n.p.m.) s¹ reprezentowane przez Ÿle wysortowane piaski ró no-, grubo- i œrednioziarniste, miejscami ze wirami, b¹dÿ okruchami zwêglonego drewna. Do g³êbokoœci 22,0 m wystêpuj¹ wk³adki wirów (ö do 5,0 cm). W sk³adzie mineralnym amfibole (34,9%) przewa aj¹ nad granatami (23,6%), niewielki (6,5%) jest udzia³ okruchów wêglanów (Micha³owska, Mas³owska, 2002) i zmienna zawartoœæ CaCO 3 (5,2 9,6%), a obtoczenie kwarcu z³e (R = 1,41 1,85). We M³ynie Krzy kówku (otw. 23) profil (g³êb. 15,4 18,5 m; strop 57,1 m n.p.m.) tworz¹ szare piaski gliniaste ze wirami i okruchami zwêglonego drewna, ku górze przechodz¹ce w piaski ró noziarniste ze wirami (ö do 5,0 cm), Ÿle wysortowane (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Udzia³ amfiboli (40,0%) jest wiêkszy ni granatów (23,3%), zawartoœæ CaCO 3 wynosi 9,1%, a obtoczenie kwarcu jest z³e (R = 1,79). Strop osadów wodnolodowcowych pod glinami zwa³owymi zlodowacenia Wis³y znajduje siê na rzêdnych: 53,8 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 6,0 m) w Pszczewie (otw. 7); 71,6 74,0 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 4,0 6,0 m) w owyniu (otw.: 10, 12, 13); 70,2 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 12,2 m) w Silnej (otw. 14); 57,1 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 3,1 m) we M³ynie Krzy ówku (otw. 23); 45,0 m n.p.m. (mi¹ szoœæ ponad 8,0 m) w Starej Jab³once (otw. 40); 51,5 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 10,5 m) w Rybojadach (otw. 47); 42,5 m n.p.m. (mi¹ szoœæ 8,0 m) w Œwidwowcu (otw. 51); 39,0 45,2 m n.p.m. mi¹ szoœæ 1,5 10,2 mwtrzcielu (otw.: 50, 52 59, 61 66, 88, 93 najni ej w otworach: 54; 62, 63, 93, najwy ej w otworach: 53, 56, 57, 65, 66); 40,5 i 52,3 m n.p.m. (mi¹ szoœci 8,0 i 3,2 m) w Pr¹dówce (otw.: 93, 94). Pod osadami zastoiskowymi zlodowacenia Wis³y stwierdzono je w otworach 34 i 36 w Borowym M³ynie (strop 36,0 37,3 m n.p.m., mi¹ szoœci 5,0 i ponad 7,8 m), a pod osadami glacjalnymi w otworze 87 w Jasieñcu (strop 33,5 m; mi¹ szoœæ ponad 6,0 m). Brak utworów wodnolodowcowych tego wieku stwierdzono w profilach otworów: na wyniesionym obszarze w Lutolu Suchym (otw.: 76 81, 83) na grzbiecie i zboczu moreny spiêtrzonej; w Pszczewie (otw.: 8 i 9), owyniu (otw. 11), Lewicach (otw.: 16 18, 20), Silnej (otw. 14), Jasieñcu (otw.: 49, 85), Trzcielu (otw.: 60, 89), Miedzichowie (otw.: 68 72), Helowskiem (otw.: 73, 74), Bieleniu (otw. 84) i Pr¹dówce (otw.: 90 92), gdzie gliny dwóch najm³odszych poziomów glacjalnych tworz¹ 37

38 ci¹g³y profil, ewentualnie rozdzielony osadami zastoiskowymi (Pszczew otw. 6), a tak e miejscami w Borowym M³ynie (otw. 32), gdzie p³aska rynna wype³niona martwym lodem przetrwa³a okres sedymentacji wodnolodowcowej. Niejednoznaczna jest te obecnoœæ utworów tego wydzielenia w Pszczewie w otworach 2i5gdzie drobnoziarniste piaski mog¹ byæ utworami interglacjalnymi i w otworach:1i7, gdzie ta czêœæ profilu mo e reprezentowaæ osady wodnolodowcowe z okresu transgresji l¹dolodu Wis³y. Interglacja³ eemski Piaski i mu ³ ki rzeczne stwierdzono w Pszczewie i Borowym M³ynie, gdzie wype³niaj¹ rynnê z okresu zlodowacenia Warty. S¹ one wykszta³cone w postaci ciemnoszarych piasków py³owatych oraz piasków drobnoziarnistych. Strop tych utworów znajduje siê na rzêdnych 41,3 44,7 m n.p.m. w Pszczewie (otw. 2, 3) i Borowym M³ynie (otw. 32) i 33,7 m n.p.m. w Pszczewie (otw. 4) i 50,2 m n.p.m. (otw. 5). Rzêdne sp¹gu s¹ doœæ wyrównane (ok. 27,0 29,0 m n.p.m.). Nie jest wykluczone, e czêœæ profilu piasków w Pszczewie (otw. 5) to osady zastoiskowe zlodowacenia Wis³y. Mo liwe, e rzeczne utwory interglacjalne wystêpuj¹ tak e w innych profilach miêdzy Pszczewem i Pr¹dówk¹, lecz trudno jest odró niæ je od piaszczystych osadów wodnolodowcowych zlodowacenia Warty. Zlodowacenia pó³nocnopolskie Zlodowacenie Wis³y Stadia³ górny Mu³ki zastoiskowe stanowi¹ czêœæ wype³nienia rynny subglacjalnej, jaka pozosta³a po zlodowaceniu Warty miêdzy Borowym M³ynem a Pszczewem. Profil osadów wykszta³cony jest w postaci ciemnoszarych mu³ków, mu³ków piaszczystych, piasków drobnoziarnistych i py³owatych oraz i³ów i i³ów py³owatych. W profilach studziennych s¹ one opisywane tak e jako py³y (otw. 2) i gliny py³owate (otw. 3). Strop tych osadów znajduje siê na rzêdnych 40,9 45,0 m n.p.m. w Borowym M³ynie (otw.: 34, 36) 45,2 m n.p.m. w Pszczewie (otw. 6) oraz 49,7 54,9 m n.p.m. w Pszczewie (otw.: 2 4). Ich mi¹ szoœæ wynosi zwykle kilka metrów, wahaj¹c siê od 2,0 m w Pszczewie (otw. 6) i ponad 3,3 4,0 m w sondach na pó³nocny zachód i zachód od jeziora Ch³op, po 17,5 m w Pszczewie (otw. 4). Mo liwe, e do tego wydzielenia nale y równie czêœæ utworów zaliczonych do interglacja³u eemskiego. W opisanych profilach osady zastoiskowe jedynie w Borowym M³ynie (otw. 34) i Pszczewie (otw. 6) przykryte s¹ glinami zwa³owymi zlodowacenia Wis³y. W pozosta³ych profilach nad mu³kami le ¹ piaski wodnolodowcowe, co pozwala s¹dziæ, e s¹ to osady zastoiskowe z³o one w rynnach subglacjalnych podczas wycofywania, a nie transgresji l¹dolodu. Utwory zastoiskowe z tego okresu zosta³y opisane przez Kraiñskiego (2002) w pradolinie warszawsko-berliñskiej i g³ogowsko-baruckiej, a ich mi¹ szoœci na obszarze arkusza siêgaj¹ 20 m. 38

39 Piaski wodnolodowcowe wydzielono w Pszczewie i Miedzichowie. W Pszczewie (otw. 1) s¹ to piaski œrednioziarniste ze wirami, ó³te, ni ej popielate, a ich profil ma 2,5 m. W Miedzichowie (otw. 72) stwierdzono metrow¹ warstwê jasnoszarych piasków drobnoziarnistych. W obu profilach piaski rozdzielaj¹ gliny zwa³owe zlodowaceñ Warty i Wis³y, a ich zasiêg lateralny jest niewielki. Zapewne do tego wydzielenia nale a³oby zaliczyæ tak e czêœæ osadów, opisanych tu jako piaski i wiry wodnolodowcowe zlodowacenia Warty, od których trudno je odró niæ. Gliny zwa³owe wykszta³cone s¹ w postaci glin, glin piaszczystych i py³owatych, ze wirami i g³azikami, jasno- i ciemnoszarych, rzadko ó³tobr¹zowych i ó³tych, miejscami przewarstwianych wirami gliniastymi, b¹dÿ piaskami, lokalnie z warstw¹ gliniastego bruku w stropie ( owyñ, otw.10 i 13). Gliny zwa³owe zlodowacenia Wis³y wystêpuj¹ na ca³ym obszarze arkusza, niemal wszêdzie stanowi¹c pod³o e piaszczysto- wirowych osadów powierzchniowych o ró nej genezie, utworzonych podczas tego samego zlodowacenia. Mi¹ szoœæ glin, poza profilami niew¹tpliwie pomniejszonymi erozj¹, waha siê w granicach od oko³o 2 4 m na obszarach wy ej po³o onych do oko³o 10 m w rejonach po³o onych ni ej. Wiêksza mi¹ szoœæ jednolitych profili glin sugeruje bezpoœredni kontakt nierozdzielonych glin zlodowaceñ Warty i Wis³y. Brak glin zlodowacenia Wis³y (w wierceniach i sondach) odnotowano: w rynnie subglacjalnej jezior zb¹szyñskich w rejonie Pszczewa (np. otw.: 2i3) iborowego M³yna (np. otw.: 32, 34, 36); w rynnach towarzysz¹cych rynnie zb¹szyñskiej w okolicach Trzciela (np. otw.: 66, 87) i na zachodnim brzegu Jeziora M³yñskiego; na obu brzegach doliny Obry w pasie o szerokoœci co najmniej 1 km, przy zachodniej granicy obszaru arkusza, poni ej ujœcia zatorfionej prawobrze nej doliny wód roztopowych i miejscami na wzniesieniu moreny spiêtrzonej w Lutolu Suchym (otw.: 76, 79). Wychodnie glin zajmuj¹ jednak niewielkie izolowane obszary. W Lutolu Suchym stanowi¹ one czêœæ utworów okrywowych na wzniesieniu moreny spiêtrzonej. W Jasieñcu na obszarze równiny sandrowej wynurzaj¹ siê spod cienkiej pokrywy osadów wodnolodowcowych. Gliny te stwierdzano w niemal wszystkich otworach wiertniczych i sondach wykonywanych w ramach prac nad map¹. Ich strop znajduje siê na rzêdnych: oko³o m n.p.m. w otoczeniu jezior: Szarcz, Pszczewskiego, G³êbokiego, Cegielnego i Ch³op (z wyj¹tkiem zachodniego brzegu), ponadto w rejonie Pszczewa, Borowego M³yna, Silnej, Starej Jab³onki, Szklarki Trzcielskiej oraz w Miedzichowie, Pr¹dówce i w po³udniowo-wschodnim naro u obszaru arkusza; oko³o m n.p.m. w rejonie Starego Folwarku i Trzciela, na tarasie zalewowym i w s¹siedztwie doliny Obry poni ej Trzciela oraz w s¹siedztwie jezior: Trzy Tonie, Wêdromierz, ydowskiego i na zachodnim brzegu jeziora Ch³op w Borowym M³ynie; oko³o m n.p.m. (przy czym zauwa a siê zró nicowanie wywo³ane erozj¹) na pó³nocny zachód od Trzciela i w Œwidwowcu; 39

40 49 52 m n.p.m. w rejonie Siercza, Sierczynka i Jasieñca, a w rejonie wychodni w Jasieñcu wznosi siê do 56 m n.p.m. Dalej ku po³udniowemu zachodowi strop glin ponownie wznosi siê i mniej wiêcej na linii Lutol Suchy (otw. 83) Jezioro Chociszewskie przekracza 60,0 m n.p.m.; 92 m n.p.m. w po³udniowo-zachodnim naro u obszaru arkusza w Lutolu Suchym, na zboczu wzniesienia moreny spiêtrzonej, gdzie gliny zlodowacenia Wis³y tworz¹ niemal ci¹g³¹ pokrywê, a do szczytu omawianej formy; 70 m n.p.m. w pó³nocno-wschodnim naro u obszaru arkusza. Dalej ku po³udniowi i wschodowi powierzchnia stropowa glin obni a siê, osi¹gaj¹c oko³o 65,0 m n.p.m. w Lewiczynku, a nastêpnie podnosi do niespe³na 70,0 m n.p.m. w Helowskiem (otw.: 73, 74) i Lubieniu, a nawet do 80,4 m n.p.m na granicy terenu na po³udniowy wschód od Zawady. W pobli u krawêdzi wysoczyzny w rejonie Zachodzka podnosi siê ona o kilka metrów, identycznie jak ko³o owynia; m n.p.m. w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, w rejonie wysoczyzny pokrytej osadami sandrowymi. Strop glin wznosi siê tu ku wschodowi i na krawêdzi wysoczyzny w owyniu (otw.: 10 13) znajduje siê na wspomnianej wysokoœci. W rejonie Lewic (otw. 14 oraz w sondach na pó³noc i wschód od tego otworu) obserwuje siê rzêdne stropu glin siêgaj¹ce a m n.p.m. Ku rynnie Kamionki i w jej s¹siedztwie wysokoœci te zmniejszaj¹ siê nawet do 62 m n.p.m. (otw. 22), przy czym zaznacza siê ich zró nicowanie. Na podstawie zgromadzonych informacji nie mo na tak e wykluczyæ, e gliny ods³aniaj¹ce siê na powierzchni w Piotrach stanowi¹ wychodniê glin zlodowacenia Wis³y. Ich obecnoœæ mo na wi¹zaæ z oscylacjami czo³a l¹dolodu, których œlady odnotowano w tej czêœci terenu arkusza. W Lutolu Suchym (otw. 83) stwierdzono (g³êb. 7,5 15,5 m) gliny mu³kowo-piaszczyste i piaszczyste, ciemnoszare ze wirami, z wk³adk¹ piasków mu³kowatych. W stropie gliny s¹ smugowane. W glinach wiry ska³ krystalicznych (37,7%) wystêpuj¹ w równowadze z wapieniami paleozoicznymi (35,0%). Niska jest zawartoœæ dolomitów (0,6% Micha³owska, Mas³owska, 2002). Wspó³czynniki petrograficzne glin maj¹ nastêpuj¹ce wartoœci: O/K 1,02; K/W 1,15; A/B 0,77, a zawartoœæ CaCO 3 wynosi 12,3%. W Sierczynku (otw. 46) rozpoznano (g³êb. 5,0 10,5 m) gliny ilaste szare ze wirami, a ni ej, pod wk³adk¹ i³ów szarych, silnie piaszczyste gliny szare ze wirkami. W sk³adzie petrograficznym zawartoœæ dolomitów wynosi 2,1%. Wspó³czynniki petrograficzne s¹ nastêpuj¹ce: O/K 1,29; K/W 0,88; A/B 0,99 (Micha³owska, Mas³owska, 2002), a zawartoœæ CaCO 3 wynosi 10,0 12,8%. W sondzie, w s¹siedztwie tego otworu znaleziono okruch bursztynu (ö 2 cm). W Silnej (otw. 14 g³êb. 11,9 18,8 m) s¹ to gliny szare wykszta³cone w postaci mu³ków piaszczystych i gliniastych piasków drobnoziarnistych ze wirami. W sk³adzie petrograficznym zawartoœæ dolomitów wynosi 1,1%. Wspó³czynniki petrograficzne maj¹ nastêpuj¹ce wartoœci: O/K 1,09; K/W 1,08; A/B 0,82 (Micha³owska, Mas³owska, 2002), a zawartoœæ CaCO 3 wynosi 11,5 14,6%. 40

41 We M³ynie Krzy kówku (otw. 23) wy sza czêœæ profilu (g³êb. 9,3 15,4 m) jest zbudowana z szarych i br¹zowoszarych glin mu³kowo-piaszczystych ze wirami i fragmentami zwêglonego drewna, ni ej z glin piaszczystych ze wirami. W sk³adzie petrograficznym wysoka jest zawartoœæ dolomitów (7,6%), a zawartoœæ CaCO 3 wynosi 11,1%. Wspó³czynniki petrograficzne maj¹ wartoœci: O/K 1,63; K/W 0,65; A/B 1,47 (Micha³owska, Mas³owska, 2002) bardzo podobne do charakteryzuj¹cych gliny zlodowacenia Warty w Sierczynku (otw. 46). Gliny tego kompleksu na znacznych odcinkach na przekroju geofizycznym (Grycko, Iciek, 2001) daj¹ siê œledziæ jako warstwa rozdzielaj¹ca osady piaszczyste. Jednak w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, poczynaj¹c od Borowego M³yna, warstwa ta w zapisie geofizycznym nie ujawnia siê, pomimo stwierdzenia jej obecnoœci w profilach otworów i sondach. Piaski, mu ³ ki, wiry i gliny lodowcowe wystêpuj¹ na powierzchni w pó³nocno-zachodniej czêœci terenu w rejonie Pszczewa, gdzie rozpoznano je w profilach sond i otworów (otw. 7). Stanowi¹ one formê przejœciow¹ od osadów moren martwego lodu do glin zwa³owych moreny dennej pokrywaj¹cych wysoczyzny na obszarach arkuszy Miêdzychód (Romanek, 2002) i Skwierzyna (Z³onkiewicz, 2000a, b). Wykszta³cone s¹ w postaci przewarstwiaj¹cych siê szarych piasków gliniastych i mu³kowatych, piasków drobno-, œrednio- i ró noziarnistych ze wirami, mu³ków, mu³ków ilastych i piaszczystych ze wirami, szarych i ó³tobr¹zowych glin piaszczystych i wirowatych. W profilach otworów mi¹ szoœci tych osadów wynosz¹ do 8 m. Le ¹ one na glinach zwa³owych zlodowacenia Wis³y, amiejscami, jak na pó³nocny zachód od jeziora Ch³op, na mu³kach zastoiskowych zlodowacenia Wis³y. Piaski i wiry moren czo ³ owych tworz¹ w morfologii obszaru arkusza rozleg³e wzniesienia oraz systemy wa³ów, pagórków i zag³êbieñ o ró nych kszta³tach i silnie urozmaiconej powierzchni. Zbudowane s¹ z przewarstwiaj¹cych siê piasków (od œrednio- po ró noziarniste ze wirami) oraz wirów (ö do 5cm), piasków gliniastych, piasków py³owatych, z rzadkimi przewarstwieniami mu³ków. Osady te stwierdzane s¹ w profilach sond do g³êbokoœci 20 m. Miejscami na powierzchni wzniesieñ wystêpuj¹ g³aziki, a w rejonie Œwiechocina i êczna tak e g³azy narzutowe. Jednym ze wzniesieñ morenowych w rejonie Œwiechocina jest góra Przyspa (103,3 m n.p.m.). W jarze, w jej wschodnim zboczu, w œciankach ods³oniêcia o wysokoœci do 2,5 m, widoczne s¹ piaski œrednioziarniste z przewarstwieniami mu³ków i mu³ków piaszczystych laminowanych poziomo. W jarze, którym na zachodnim zboczu wcina siê droga z Pszczewa do Œwiechocina, ods³aniaj¹ siê piaski ró no- i œrednioziarniste warstwowane rynnowo. Na powierzchni szczytowej wzgórza spotyka siê wiry i g³aziki. Wzgórza moren czo³owych uk³adaj¹ siê w ³ukowate pasma, wyd³u one w kierunku NW SE, a w czêœci po³o onej najdalej na po³udnie w kierunku bliskim W E. Strefowoœæ rozmieszczenia tych form oraz towarzysz¹cych im moren martwego lodu, wskazuje na wieloetapowy zanik l¹dolodu. 41

42 W granicach obszaru arkusza wyró niono trzy systemy moren czo³owych zlodowacenia Wis³y. Podczas deglacjacji frontalnej obni enia pomiêdzy wzniesieniami zosta³y w czêœci wype³nione osadami wodnolodowcowymi, równowiekowymi z systemem m³odszych moren. Trwa³y równie procesy niszcz¹ce formy powsta³e w poprzednich etapach deglacjacji. W efekcie czêœæ wzgórz morenowych stanowi izolowane ostañce erozyjno-denudacyjne, otoczone przez osady tarasów wodnolodowcowych. Maksymalny zasiêg najstarszego systemu moren wyznaczaj¹ izolowane wzniesienia, siêgaj¹ce do êczna (na po³udnie od Miedzichowa). S¹ to wyd³u one grzbiety i kopiaste pagórki o wysokoœciach wzglêdnych m (do 84,4 m n.p.m.). Powsta³y one w najwczeœniejszym etapie tworzenia sto ka sandrowego, zajmuj¹cego wschodni¹ czêœæ terenu arkusza. Ich po³udniowo-zachodni¹ krawêdÿ najprawdopodobniej wyznaczaj¹ wzniesienia wzd³u doliny Obry, poni ej Trzciela. W pobli u Miedzichowa, pomiêdzy wzniesieniami, powsta³y p³askie misy wytopiskowe wype³nione osadami wodnolodowcowymi, obecnie czêsto zajête przez torfowiska. W misach wytopiskowych, le ¹cych na przedpolu tego systemu moren powsta³y nastêpuj¹ce jeziora: Wêdromierz, Rybojady, Wielkie i Koniñskie (Koñskie). Dalej ku pó³nocnemu zachodowi wzniesieniom towarzysz¹ zag³êbienia po bry³ach martwego lodu, które w wiêkszoœci zosta³y wype³nione jeziorami (Stobno, Go³yñ Du y i Ma³y, Przydro ne i Piecniewo). Maksymalny zasiêg kolejnego systemu moren wyznacza pas grzbietów ci¹gn¹cy siê od Góry Wysokiej (101,2 m n.p.m.) ko³o Pszczewa, nastêpnie na pó³nocny wschód od jezior: Ch³op, Trzy Tonie, Silna Du a i Ma³a, po rejon Starej Jab³onki. Powsta³y tu rozcz³onkowane grzbiety o silnie urzeÿbionej powierzchni, wznosz¹ce siê m ponad otaczaj¹ce tarasy sandrowe. W po³udniowo-wschodniej czêœci tego systemu, na wschód od Starej Jab³onki, pagórki morenowe zosta³y usypane na osadach sto ka sandrowego. Najwy sze wzniesienie morenowe siêga tu 109,0 m n.p.m. Najm³odszy system moren zaznacza siê w pó³nocnej czêœci terenu arkusza. W rejonie Œwiechocina i owynia znajduje siê jego fragment wysuniêty najdalej na po³udnie. Wschodnia czêœæ wzniesieñ morenowych zosta³a usypana na powierzchni sto ka sandrowego. Wzgórza tego systemu morenowego tworz¹ urozmaicone, rozleg³e wzniesienia o wysokoœciach wzglêdnych m, przekraczaj¹ce 100,0 m n.p.m. (Góra Przyspa 103,3 m n.p.m.). Rozcinaj¹ je doliny wód roztopowych. Na pó³noc od wzgórz powsta³y misy wytopiskowe, zajête przez torfowiska lub wype³nione jeziorami (Jezioro owyñskie). Z najm³odszym etapem tworzenia moren czo³owych zwi¹zane jest równie powstanie wzniesieñ w pó³noco-zachodnim naro u obszaru arkusza. Znajdowa³y siê one u wylotu subglacjalnej rynny Kamionki, przy ówczesnej krawêdzi l¹dolodu. Tworz¹ niewielkie, kopulaste i wyd³u one formy o urozmaiconej morfologii i wysokoœci do 10,0 m. Wzgórze na wschód od Lewic zosta³o w znacznej czêœci wyeksploatowane. 42

43 Piaski i wiry moren martwego lodu pokrywaj¹ rozleg³e obszary w s¹siedztwie wzgórz czo³owomorenowych. Rozpoznano je w pó³nocno-zachodniej czêœci terenu w rejonie Pszczewa oraz w czêœci centralnej ko³o Rybojad i Starego Folwarku. Charakteryzuje je pagórkowata powierzchnia, z licznymi formami o urozmaiconej morfologii i wysokoœci wzglêdnej do 7 15 m. W otworach: 2 5,8i9iprofilach sond do g³êbokoœci m rozpoznano ó³te piaski œrednio- i ró noziarniste ze wirami, miejscami z przewarstwieniami wirów, podrzêdnie mu³ków i mu³ków piaszczystych. J¹dra pagórków, miejscami zbudowane s¹ z mu³ków, zaœ w warstwie zewnêtrznej wystêpuj¹ ó³to-br¹zowe ró noziarniste piaski gliniaste, co upodabnia je do kemów (Bartkowski, 1967). Miejscami w pó³nocnej czêœci terenu arkusza wystêpuj¹ tak e g³aziki. Obni enia wytopiskowe pomiêdzy pagórkami zosta³y wype³nione czêœciowo utworami wodnolodowcowymi, a czêœciowo torfami. Wzd³u po³udniowo-zachodniego brzegu rynny zb¹szyñskiej ko³o Pszczewa ci¹gnie siê w¹ska strefa morenowa. W jej pó³nocno-zachodniej czêœci, przy zabudowaniach gospodarstwa, znajduje siê ods³oniêcie o wysokoœci 9 m, wcinaj¹ce siê na kilka metrów we wzgórze, prostopadle do jego osi. W najwy szej czêœci œciany ods³oniêto warstwê szarych glin zwa³owych (1,5 2,0 m) ze wirami. W stropie i w sp¹gu s¹ one smugowane. Pod nimi ods³aniaj¹ siê na przemian piaski ró no- i œrednioziarniste warstwowane przek¹tnie oraz piaski z przewarstwieniami szarych mu³ków laminowane poziomo. Obserwuje siê te warstwowania równoleg³e do powierzchni zboczowych. U podstawy œciany ods³ania siê warstwa mu³ków masywnych o mi¹ szoœci do 2 m, podœcielonych przez piaski. W g³¹b wzniesienia warstwa tych mu³ków staje siê coraz grubsza. W przekopie linii kolejowej, w pó³nocnej czêœci wzgórza, w œciance o wysokoœci 1,5 m, ods³oniêto piaski œrednio- i ró noziarniste ze wirami, wiry (tu tworz¹ce j¹dro wzniesienia) i mu³ki. Obserwuje siê zmiennoœæ osadów lateraln¹ i w nastêpstwie pionowym. W zachodniej czêœci wzgórza osady te przykryte s¹ warstw¹ piaszczysto- wirowych glin zwa³owych. W wyrobiskach wirowni, w po³udniowej czêœci wzniesienia, ods³oniêto piaski ró noziarniste ze wirami i g³azikami (ödo20 cm). U podnó a wzgórza morenowego (Œwiñskiej Góry 72,7 m n.p.m.) na pó³nocno-zachodnim brzegu jeziora Ch³op, w ods³oniêciu (6 m wysokoœci) piasków ró noziarnistych i szaro-br¹zowych mu³ków warstwowanych poziomo i skoœnie, stwierdzono warstewki gruboziarnistych piasków i drobnookruchowych wirów. W czêœci s¹ to rozsypliwe piaskowce i zlepieñce o spoiwie marglistym, których spoiwo pochodzi z rozlasowanej marglistej opoki kredowej. W morenie, przy szosie z Pszczewa do Silnej, w wyrobisku o œcianach o ³¹cznej wysokoœci oko³o 7 m, ods³oniêto piaski ró noziarniste warstwowane rynnowo oraz piaski œrednio- i drobnoziarniste mu³kowate. Na zboczu wzgórza obecne s¹ tak e wiry i g³aziki. W Stokach przy pó³nocnej granicy terenu arkusza, w niewielkiej wirowni o œciance 2,5-metrowej wysokoœci i d³ugoœci oko³o 30 m, ods³oniêto wiry piaszczyste oraz piaski ró no- i œrednioziarniste z drobnookruchowymi wirami. Piaski s¹ warstwowane poziomo i skoœnie. Ods³aniaj¹ siê w najni szej 43

44 czêœci wyrobiska. Nad nimi z³o one zosta³y ró nookruchowe wiry, wype³niaj¹c koryto erozyjne o krawêdzi nachylonej w kierunku WSW pod k¹tem 45. Materia³ wirowy (ö do ponad 10 cm) sk³ada siê ze ska³ skandynawskich (ok. 2/3), kredowych krzemieni (ok. 1/3) i licznych okruchów rozlasowanych margli. Wystêpuj¹ te g³azy (ö do 50 cm). awica wirów w granicach ods³oniêcia osi¹ga mi¹ szoœæ 1,5 2,0 m. Obserwuje siê w niej orientacjê osi poszczególnych ziaren i zabarwienie zwi¹zanie z obecnoœci¹ domieszki br¹zowych glin oraz bia³ych smug materia³u wêglanowego, pochodz¹cego z rozlasowanych margli. W centralnej czêœci wyrobiska wiry s¹ mniej gliniaste i maj¹ wiêcej materia³u kredowego. Ziarna wirów czêsto s¹ powleczone martwic¹ wapienn¹, a piaski miejscami wtórnie spojone materia³em wêglanowym. Wiêkszoœæ z moren martwego lodu powsta³a na ty³ach moren czo³owych. Z p³atami na przedpolu l¹dolodu zwi¹zane s¹ formy w rejonie Rybojad i Jasieñca, na zachodnim brzegu doliny Obry. Nale ¹ do nich tak e wyd³u one wa³y zbudowane niemal wy³¹cznie z piasków œrednioziarnistych, ze œladow¹ domieszk¹ frakcji gruboziarnistej i wirkowej (ö do 0,5 cm). Efektem topnienia martwego lodu jest równie powstanie mis wytopiskowych, wype³nionych przez jezioro Szarcz oraz wspomniane jeziora: Wêdromierz, Rybojady, Wielkie i Koniñskie (Koñskie). Piaski, piaski ze wirami oraz wiry i gliny piaszczyste z g³azami akumulacji szczelinowej i przetainowej wydzielono w pó³nocno-zachodnim naro u obszaru arkusza, w s¹siedztwie rynny Kamionki, gdzie stanowi¹ one kontynuacjê wychodni z obszaru arkusza Miêdzychód (Romanek, 2002). Otwór 23 we M³ynie Krzy kówku zlokalizowany zosta³ na pograniczu ozu i wyd³u onego grzbietu zbudowanego z utworów szczelinowych. W profilu, ponad glinami zwa³owymi, wystêpuj¹ grubookruchowe wiry (g³êb. 7,0 9,3 m), na których le ¹ piaski ró noziarniste z licznymi wirami. W wirach zwraca uwagê du y udzia³ ska³ krystalicznych, szczególnie wysoki w warstwie piasków wirowatych. Wspó³czynniki petrograficzne wynosz¹ odpowiednio: O/K 0,96 i 0,22; K/W 1,24 i 26,86; A/B 0,7 i 0,0 (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Powy ej g³êbokoœci 4,0 m stwierdzono ó³te piaski py³owate z warstewk¹ mu³ków piaszczystych, bia³e piaski drobnoziarniste (dobrze wysortowane) i ó³te piaski œrednioziarniste ze wirami, a w stropie Ÿle wysortowane br¹zowe piaski zaglinione ze wirkami. W bia³ych piaskach drobnoziarnistych udzia³ amfiboli (41,7%) przewy sza zawartoœæ granatów (12,7%). Obtoczenie kwarcu jest z³e, w stropie dobre (R = 2,08 1,01). W warstwie przystropowej profil jest silnie odwapniony. Piaski i wiry ozów wyró niono wœród osadów szczelinowych na krawêdzi rynny Kamionki w pó³nocno-wschodnim naro u obszaru arkusza. Stanowi¹ one kontynuacjê ozów, wydzielonych na obszarze arkusza Lwówek (Kinas, 1994). S¹ to niewielkie formy o wysokoœci 5 10 m zbudowane z piasków ze wirami i wirów, identycznych z utworami szczelinowymi opisanymi w stropowej czêœci profilu z otworu M³yn Krzy kówko (otw. 23). 44

45 Z mu ³ ków zbudowany jest rozleg³y k e m na wschód od Jeziora Pszczewskiego. Jest to p³askie wzniesienie o dwu kulminacjach (77,7 i 75,3 m n.p.m.) i osi w kierunku WNW ESE. Stanowi ono po³udniowe zakoñczenie systemu wzgórz kemowych, kontynuuj¹cego siê poza pó³nocn¹ granic¹ obszaru arkusza (Romanek, 2002). W sondach rozpoznano profile siêgaj¹ce g³êbokoœci 26,0 m (rzêdnej 47,0 m n.p.m.). Kemy zbudowane s¹ z mu³ków szarych, a w czêœci przystropowej ó³tobr¹zowych. Poni ej g³êbokoœci oko³o 20 m przechodz¹ w piaski mu³kowate, a na g³êbokoœci 23,0 24,0 m w piaski œrednioziarniste z pojedynczymi ziarnami wirków. Ku zachodowi, w czêœciach po³o onych bli ej brzegów zbiornika limnoglacjalnego, mu³ki przechodz¹ w piaski o coraz grubszym ziarnie. Przy drodze z Pszczewa do Œwiechocina, w niewielkim wyrobisku o wysokoœci do 3 m, ods³oniêto kremowo-br¹zowe mu³ki warwowe, warstwowane poziomo co 1 2 cm. W poszczególnych warstwach widoczne jest uziarnienie frakcjonalne i podrzêdna laminacja pozioma. Miejscami wystêpuj¹ przewarstwienia szarobr¹zowych i szarozielonych i³ów. W najwy szej czêœci profilu (0,3 m) powsta³y mu³ki masywne z nieregularnymi smugami drobnoziarnistych piasków, zawieraj¹ce rozproszone ziarna drobnookruchowych wirków. Na powierzchni wzgórza wystêpuj¹ równie g³aziki. Piaski i wiry kemów wyró niono w rejonie Pszczewa, Starej Jab³onki i Lewic. Najwiêksze piaszczysto- wirowe wzgórza kemowe, o wysokoœci 15,0 m, stwierdzono na wschód od Jeziora Pszczewskiego, miêdzy pó³nocn¹ granic¹ obszaru arkusza a szos¹ Pszczew Silna. Nale ¹ do systemu kemów, z których po³udniowy zbudowany jest z mu³ków. Na powierzchni pó³nocnego wzgórza (72,7 m n.p.m.) wystêpuj¹ piaski ze wirami, g³azikami i g³azami o obwodzie do 1 m. W wirowni o g³êbokoœci do 7 m, w dolnej czêœci œcian, ods³oniêto piaski ró noziarniste warstwowane poziomo. Ku górze i obocznie przechodz¹ one w piaski ró noziarniste ze wirami oraz wiry masywne i warstwowane poziomo. Warstwowania miejscami s¹ zaburzone, co œwiadczy o tym, e osadzany materia³ piaszczysto- wirowy przewarstwiany by³ lodem. Profil osadów, z których zbudowane jest wzgórze œrodkowe (79,6 m n.p.m.), rozpoznano do g³êbokoœci 10,0 m. Tworz¹ go piaski œrednio- i drobnoziarniste, ewentualnie z drobnookruchowymi wirami, przewarstwiane piaskami py³owatymi. Miejscami na powierzchni obserwuje siê koncentracjê wirów. Piaski tworz¹ równie po³udniowo-zachodni¹ czêœæ po³udniowego kemu, w przewadze zbudowanego z mu³ków. Miêdzy tymi wzniesieniami a Jeziorem Pszczewskim powsta³ izolowany niewielki kem, w czêœci przykryty glinami zwa³owymi z g³azikami, co upodabnia go do osadów morenowych martwego lodu. Niewielkie izolowane piaszczysto- wirowe kemy o wysokoœci oko³o 4,0 m stwierdzono na powierzchni sto ka sandrowego w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru. Powsta³y one podczas zaniku pokrywy lodowej, w czasie tworzenia najm³odszego systemu moren czo³owych. Skupisko piaszczystych kemów o wysokoœci do 15,0 m wyró niono na pó³nocny wschód od Starej Jab³onki, w s¹siedztwie ostañca erozyjnego osadów sandrowych. Powsta³y one wspó³czeœnie 45

46 z niewielkimi wzniesieniami morenowymi, z³o onymi na powierzchni wspomnianego ostañca, na przylegaj¹cym do niego p³acie lodu. Nie jest jednak wykluczone, e te wzniesienia s¹ wzgórzami morenowymi martwego lodu lub ostañcami erozyjnymi sto ka sandrowego. Piaski i wiry wodnolodowcowe (sandrowe) tworz¹ce najwy szy z tarasów wodnolodowcowych zlodowacenia Wis³y, zajmuj¹ rozleg³y zwarty obszar wysoczyznowy we wschodniej czêœci terenu arkusza. Ku pó³nocy i wschodowi sandr przechodzi poza granice omawianego obszaru (Romanek, 2002; Kinas, 1994). Zachodni¹, erozyjn¹ granicê sandru wyznacza krawêdÿ doliny roztopowej miêdzy owyniem a Zachodzkiem. W Zachodzku granica ta odchyla siê ku po³udniowemu wschodowi i w Helowskiem przekracza granicê terenu arkusza. Na tym odcinku wyznacza j¹ niewielki próg, (w przybli eniu pokrywa siê z poziomic¹ 75,0 m n.p.m.). Na zachód od krawêdzi sandru, miêdzy Siln¹ a Zachodzkiem, zachowa³y siê fragmenty powierzchni tego tarasu w postaci ostañców. Ostañce przybieraj¹ formy: rozleg³ego p³askowy u, wyd³u onych wa³ów o p³askiej powierzchni szczytowej oraz pod³u nych grzbietów o osi pó³noc-po³udnie. Na grzbiecie i zboczach wzniesienia morenowego w Lutolu Suchym (np. otw.: 76 i 79), w po³udniowo-zachodnim naro u terenu arkusza, wystêpuj¹ piaszczyste osady wodnolodowcowe, które wiekiem i usytuowaniem wysokoœciowym odpowiadaj¹ utworom sto ka sandrowego. Tworz¹ one taras na wysokoœci 75,0 m n.p.m., a na grzbiecie wzgórza siêgaj¹ wysokoœci 88,5 m n.p.m. W ich profilach (do 6,5 m) stwierdzono ó³te piaski œrednio- i ró noziarniste z niewielk¹ domieszk¹ drobnookruchowych wirów, miejscami lekko zaglinione ó³tobr¹zowe. Na powierzchni sto ka sandrowego we wschodniej czêœci terenu arkusza, profil tworz¹cych go utworów rozpoznano w wielu sondach i wierceniach studziennych (otw.: 14 22, 29, 42 44). Zazwyczaj siêgnê³y one stropu glin zwa³owych, podœcielaj¹cych sandr. Mi¹ szoœæ piasków uzale niona jest od urozmaiconych powierzchni stropowych samego sandru oraz glin le ¹cych w jego pod³o u. Wynosi zwykle m, z wyj¹tkiem najbli szego s¹siedztwa wychodni utworów moreny spiêtrzonej w Piotrach. Zmienia siê od 7mnapo³udniowy zachód od Lubienia do ponad 26 m na pó³nocny zachód od Zawady i oko³o 30 m w pó³nocno-wschodniej czêœci Piotrów. Profil sandru reprezentuj¹ ó³te i szaro ó³te piaski ró no- i œrednioziarniste z ró n¹ domieszk¹ wirów, z wk³adkami wirów, rzadko z przewarstwieniami mu³ków. Czêsto wystêpuj¹ wk³adki piasków zaglinionych ó³tobr¹zowych b¹dÿ br¹zowych oraz liczne ró nej wielkoœci okruchy wêgla. Ku po³udniowi stopniowo maleje udzia³ grubszego ziarna, co widoczne jest na powierzchni terenu i w profilach wierceñ. Materia³ wirowy wystêpuje licznie na pó³noc od Piotrów i Lewiczynka. W tej czêœci sandru wystêpuj¹ równie g³aziki. Na tym terenie napotyka siê pojedyncze g³azy narzutowe, których pierwotna iloœæ i rozmieszczenie zosta³o zmienione, dziêki pozyskiwaniu ich jako surowca budowlanego. Zapewne zosta³y przyniesione przez l¹dolód podczas tworzenia wzgórz najm³odszego systemu morenowego. 46

47 W otworze Silna PIG-1 (otw. 14) profil osadów sandrowych (g³êb. 0,0 11,9 m) reprezentuj¹ g³ównie piaski œrednioziarniste, w sp¹gu zawieraj¹ce rozproszone okruchy zwêglonego drewna (ö do ponad 5,0 cm), a wy ej rzadkie wiry (ö do 5,0 cm). W œrodkowej czêœci profilu stwierdzono 20-centymetrow¹ wk³adkê szarych mu³ków laminowanych poziomo. Piaski podœcielaj¹ce j¹ s¹ drobnoziarniste i doœæ dobrze wysortowane (Micha³owska, Mas³owska, 2002), a w stropie profilu ró noziarniste i Ÿle wysortowane. Wœród minera³ów ciê kich zbli ona jest zawartoœæ amfiboli (36,3%) i granatów (26,6%). Zawartoœæ CaCO 3 w sp¹gu wynosi 10,2%, a w stropie piaski s¹ ca³kowicie odwapnione. Obtoczenie kwarcu jest z³e (R = 1,7) i ku górze pogarsza siê. W pobli u Lewic w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza na powierzchni sto ka sandrowego zaznacza siê próg (krawêdÿ), bêd¹cy œwiadectwem obecnoœci w tym miejscu krawêdzi l¹dolodu z okresu tworzenia najm³odszego systemu moren czo³owych. Na po³udnie od wylotu rynny Kamionki próg opada ku pó³nocy, a w swej zachodniej czêœci zakrêca ku pó³nocy i pó³nocnemu zachodowi w kierunku owynia, równoczeœnie przechodz¹c w strefê o urozmaiconej morfologii. Ku wschodowi wygina siê on ³ukowato ku pó³nocnemu wschodowi i kontynuuje poza granic¹ obszaru arkusza. Zanika w odleg³oœci oko³o 4 km od wylotu rynny. Na jego przed³u eniu, w odleg³oœci oko³o 5,5 6,0 km, znajduje siê misa wytopiskowa. W najm³odszym etapie tworzenia sto ka sandrowego, gdy rynna Kamionki sta³a siê dolin¹ wód roztopowych, próg ten wyznacza³ granicê jej dorzecza. Przy strefie krawêdziowej na powierzchni sandru widoczne s¹ grubookruchowe wiry i g³aziki, czêsto gliniaste, a w profilach sond zaznacza siê znaczny udzia³ wirów i piasków ze wirami. Na pó³noc od omawianej krawêdzi utwory sandrowe by³y pocz¹tkowo gromadzone na powierzchni l¹dolodu. Lokalizacja progu na przed³u eniu strefy moren czo³owych Œwiechocina i owynia wskazuje, e wyznacza³ on krawêdÿ l¹dolodu w okresie tworzenia tego systemu wzgórz morenowych. Na po³udnie od strefy krawêdziowej powierzchnia sto ka sandrowego osi¹ga wysokoœci od 102,5 m (na przed³u eniu rynny) do nieco ponad 70,0 m n.p.m. (przy po³udniowej granicy obszaru). Na jego przed³u eniu, u ujœcia rynny, powsta³y rozchodz¹ce siê wachlarzowato wa³y o szerokoœci kilkudziesiêciu metrów i wysokoœci wzglêdnej do oko³o 5 m. Ku po³udniowi zanikaj¹ one na powierzcni tarasu, ulegaj¹c przekszta³ceniu przez procesy eoliczne. Poszczególne formy maj¹ po kilkaset metrów d³ugoœci, a ich ³¹czny zasiêg wygasa w okolicach Piotrów i Lewiczynka (czyli 3 4 km od wylotu rynny). Budowa wewnêtrzna jednego z wa³ów ods³oniêta jest w niewielkiej wirowni 0,9 km na po³udnie od krawêdzi sto ka sandrowego. W œcianach o wysokoœci 3 4 m i d³ugoœci do 20 m ods³oniêto piaski ró noziarniste z licznymi wirami i ró nookruchowe wiry warstwowane przek¹tnie w du ej skali, ze œladami rozmycia i erozji synsedymentacyjnej (³¹cznie 2 m mi¹ szoœci). Przykrywa je warstwa bruku (o mi¹ szoœci do 0,3 m) reprezentowanego przez ró nookruchowe wiry zapiaszczone (ö do10 cm) i g³aziki (ö do 50 cm). Powy ej le ¹ piaski ró noziarniste, warstwowane rynnowo w du ej skali oraz po- 47

48 ziomo, uziarnione frakcjonalnie (mi¹ szoœæ 1 2 m), przykryte warstw¹ wirów na kolejnej granicy erozyjnej. Dalej na po³udnie od Lewiczynka i Piotrów, gdzie mniejsza by³a dynamika przep³ywu, powierzchnia sandru obni a siê stopniowo, jest mniej urozmaicona, a w jej budowie zdecydowanie maleje udzia³ frakcji wirowej. Powstanie osadów stropowej czêœci sto ka sandrowego wraz z wachlarzowatymi formami na jego powierzchni, zwi¹zane jest z sedymentacj¹ z wód roztopowych wyp³ywaj¹cych z rynny Kamionki. Mia³a ona miejsce podczas tworzenia, w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza, w rejonie owynia, najm³odszego systemu moren czo³owych. Osady sandrowe na pó³noc od progu, czyli po³o one na wschód i zachód od rynny Kamionki, osadza³y siê na warstwie lodu. Jego stopnienie spowodowa³o, e w tej czêœci górna powierzchnia sto ka sandrowego jest po³o ona ni ej, ni na obszarze le ¹cym dalej na po³udnie. Wysokoœci powierzchni ostañców erozyjnych tego tarasu obni aj¹ siê ku po³udniowi od 93,9 na pó³nocny wschód od Silnej do 80,7 m n.p.m. ko³o Zachodzka. W litologii tworz¹cych je osadów obserwuje siê stopniowe przejœcie od sedymentacji piaszczysto- wirowej o znacznym udziale wirów na pó³nocy, do sedymentacji piasków œrednioziarnistych, podrzêdnie piasków ró no-i drobnoziarnistych i py³owatych oraz mu³ków na po³udniu. Piaski, wiry i mu³ki wodnolodowcowe wystêpuj¹ powszechnie na terenie arkusza, z wyj¹tkiem jego wschodniej czêœci oraz w s¹siedztwie doliny Obry. Stwierdzono je w licznych otworach wiertniczych i sondach, do g³êbokoœci 21,0 m. Przy pó³nocnej granicy obszaru arkusza ko³o Pszczewa (otw. 6) s¹ to ó³te i szare piaski ró noziarniste ze wirami i z wk³adkami wirów ró nookruchowych. Ku po³udniowi zaznacza siê stopniowe zmniejszanie frakcji. Ko³o Pr¹dówki i Trzciela stwierdzono piaski œrednioziarniste, z przewarstwieniami drobno-, rzadziej ró noziarnistych, zawieraj¹ce ziarna wirków. Doœæ czêsto spotyka siê w nich pokruszone fragmenty wêgla. Powierzchnie osadów wodnolodowcowych stopniowo obni aj¹ siê ku po³udniowemu zachodowi. Tworz¹ rozleg³e równiny sandrowe w œrodkowej czêœci terenu arkusza w okolicach Silnej, w równole - nikowym pasie szerokoœci oko³o 3 5 km. Znajduj¹ siê one tam na wysokoœci 65,0 75,0 m n.p.m., a na zachód od rynny zb¹szyñskiej 60,0 71,5 m n.p.m. W czêœci po³udniowo-wschodniej, powierzchnie tarasów siêgaj¹ wysokoœci 65,0 72,5 m n.p.m., a w po³udniowo-zachodniej 60,0 72,5 m n.p.m. S¹ one zazwyczaj urozmaicone, poniewa sedymentacja osadów zachodzi³a czêœciowo na topniej¹cym l¹dolodzie i na pogrzebanych bry³ach martwego lodu. Obserwuje siê pojedyncze wzniesienia oraz systemy pagórków i wa³ów o osiach ukazuj¹cych lokalny kierunek przep³ywu, a tak e zag³êbienia o g³êbokoœci kilku metrów. Poza tymi obszarami osady wodnolodowcowe wystêpuj¹ w formie niewielkich wype³nieñ miêdzy starszymi osadami, a przede wszystkim w postaci fragmentów tarasów ocala³ych przed erozj¹ w najm³odszym etapie rzeczno-wodnolodowcowym. Na po³udnie od Œwiechocina, gdzie zachowane 48

49 fragmenty tarasu tkwi¹ miêdzy wzgórzami moren czo³owych, wyj¹tkowo wznosi siê on na wysokoœæ 80,0 86,5 m n.p.m. W po³udniowo-zachodniej czêœci terenu arkusza, na przedpolu wzniesienia moreny spiêtrzonej, w Lutolu Suchym (otw. 83), rozpoznano osady usytuowane na wzniesieniu o kierunku osi WNW ESE w obrêbie powierzchni tarasu. Stwierdzono (g³êb. 0,0 7,5 m) ó³te piaski ró noziarniste ze wirami (oko³o 20% wirów, ö do 6,0 cm) Ÿle wysortowane, z warstw¹ drobnoziarnistych piasków doœæ dobrze wysortowanych (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W sk³adzie minera³ów amfibole (40,2%) przewa- aj¹ nad granatami (16,7%). Zawartoœæ CaCO 3 wynosi 12,1%, a obtoczenie kwarcu jest z³e (R = 1,5). Ponad sp¹giem osady s¹ odwapnione. Na wschód od Lutola Suchego, osady tego systemu wzniesieñ na powierzchni tarasu ods³aniaj¹ siê w przekopie szosy, w œciance o wysokoœci do 2mid³ugoœci oko³o 250 m. W œrodkowej czêœci grzbietu stwierdzono piaski œrednioziarniste, a na jego zboczach piaski ró noziarniste ze wirami i pojedynczymi g³azikami (ö do 0,3 m). W zachodniej czêœci s¹ one rozdzielone ³awic¹ br¹zowych mu³ków i mu³ków ilastych (mi¹ szoœci 0,3 m) oraz piaskami py³owatymi, wyklinowuj¹cymi siê na d³ugoœci oko³o 10 m. W stropie i sp¹gu mu³ków widoczne s¹ nieznaczne pogr¹zy. W wyrobisku na krawêdzi ostañca erozyjnego w Trzcielu Odbudowie, w œcianach o wysokoœci ³¹cznie 4mid³ugoœci 20 m, ods³oniêto piaski œrednioziarniste. W ni szej czêœci (mi¹ szoœæ 2,5 m) s¹ one warstwowane poziomo i przek¹tnie w ma³ej skali. Przykrywaj¹ je piaski ró noziarniste z rzadkimi œredniookruchowymi wirami. Piaski i piaski py ³ owate rzeczne i wodnolodowcowe reprezentowane s¹ przez ó³te i szaro ó³te piaski œrednio- i drobnoziarniste z rzadkimi wirkami oraz piaski py³owate, rzadko tak e mu³ki. Wiêkszy udzia³ materia³u wirowego i grubopiaszczystego obserwuje siê jedynie w s¹siedztwie rozmywanych starszych form, w których wystêpuje du a iloœæ tego materia³u. Doœæ czêsto spotyka siê rozproszone okruchy zwêglonego drewna i py³u wêglowego. Ich wiêkszy udzia³ nadaje przewarstwieniom piasków barwê ciemnoszar¹ b¹dÿ brunatn¹. Osady te wystêpuj¹ powszechnie na terenie arkusza z wyj¹tkiem jego wschodniej czêœci i obu po³udniowych naro y. Stanowi¹ najni szy poziom równin sandrowych i zajmuj¹ rozleg³y taras w s¹siedztwie doliny Obry, od zachodniej granicy obszaru arkusza po jego granicê po³udniow¹. Strop tarasu siêga do wysokoœci 54,0 57,0 m n.p.m. Na pozosta³ym obszarze osady te wype³niaj¹ obni enia pomiêdzy powierzchniami tarasów oraz wzgórzami i ostañcami starszych utworów. Przy pó³nocnej granicy terenu nieznacznie przekraczaj¹ wysokoœæ 60,0 m n.p.m. w rejonie Pszczewa i 75,0 m n.p.m. ko³o Œwiechocina. W licznych profilach sond i otworów mi¹ szoœæ omawianych osadów osi¹ga zazwyczaj od kilku do oko³o 10,0 m na krawêdzi doliny Obry ko³o Sierczynka (otw. 30) i Trzciela (otw. 66). Wiêksze mi¹ szoœci, sporadycznie napotykane w sondach, wskazuj¹ na wystêpowanie osadów tego tarasu na 49

50 starszych utworach wodnolodowcowych, ewentualnie na wyj¹tkowo g³êbok¹ erozjê w okresie deglacjacji, prowadz¹c¹ do usuniêcia glin zlodowacenia Wis³y. Takie sytuacje odnotowano na po³udniowy zachód od Trzciela (otw. 87) oraz przy wschodniej granicy obszaru arkusza na po- ³udniowym brzegu doliny Obry, gdzie zró nicowane piaski wodnolodowcowe wystêpuj¹ do g³êbokoœci 20,0 m (33,0 m n.p.m.). W Sierczynku (otw. 46) nad glinami przewiercono (g³êb. 0,0 5,0 m) ó³te piaski œrednioziarniste, doœæ dobrze wysortowane (Micha³owska, Mas³owska, 2002), niemal ca³kowicie odwapnione (CaCO 3 0,8%), sk³adaj¹ce siê z bardzo Ÿle obtoczonych ziaren (R = 2,85). b. Czwartorzêd nierozdzielony Piaski eoliczne reprezentowane s¹ przez ó³te piaski œrednioziarniste, z niewielk¹ domieszk¹ frakcji gruboziarnistej i pylastej. Ich profile osi¹gaj¹ 2,0 2,5 m mi¹ szoœci.wystêpuj¹ wy³¹cznie w po³udniowej czêœci terenu arkusza, gdzie przybieraj¹ formê izolowanych p³atów o powierzchniach 0,2 1,5 km 2. Wyró niono je na tarasie rzeczno-wodnolodowcowym, na zachodnim brzegu rynny jezior zb¹szyñskich, na tarasie wodnolodowcowym ko³o Jasieñca, przy po³udniowej granicy obszaru arkusza i w jego po³udniowo-wschodnim naro u. Badania utworów eolicznych miêdzyrzecza warciañsko-noteckiego dowodz¹, e intensywne procesy eoliczne zachodzi³y podczas starszego i m³odszego dryasu (Klimko, 1973; Kozarski, 1986; Tobolski, 1962). Rozpoznanie omawianych osadów na terenie arkusza jest utrudnione z uwagi na ich du e podobieñstwo do utworów tarasów, wœród których zosta³y usypane i które tkwi¹ w ich sp¹gu. Nie jest wiêc wykluczone, e w czêœci s¹ one fragmentami urozmaiconych powierzchni lokalnych tarasów wodnolodowcowych. Piaski deluwialne wype³niaj¹ doliny wód roztopowych na brzegu rynny Kamionki w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza. W profilach, o mi¹ szoœci do oko³o 5 m, wystêpuj¹ redeponowane utwory wodnolodowcowe przemieszczane po zboczach dolin. Reprezentuj¹ je ó³toszare piaski ró noziarniste warstwowane, o zró nicowanej zawartoœci py³ów, wirów i g³azików. Pokryw utworów deluwialnych o mi¹ szoœci do 1 2 m nale y spodziewaæ siê równie wzd³u podstawy zboczy wszystkich wzniesieñ i w obni eniach. c. Holocen Namu³y den dolinnych naterenie arkusza wype³niaj¹ podmok³e doliny rzeczne Obry, Czarnej Wody i Kamionki oraz mniejszych cieków okresowych. Zazwyczaj jednak ich mi¹ szoœci nie siêgaj¹ 1 m. 50

51 W dolinie Obry, na wschód od linii przekroju geologicznego A B, namu³y wystêpuj¹ na tarasie zalewowym w zwê eniu doliny. W profilach sond, na glinach zwa³owych zlodowacenia Wis³y (48,0 48,5 mn.p.m.) stwierdzono w obni eniu starorzecza czarne piaski œrednioziarniste humusowe (1,5 m); na wale odsypowym na tarasie szare piaski œrednioziarniste na przemian z ró noziarnistymi i mu³kowatymi, zawieraj¹ce muszle (0,5 m), a powy ej br¹zowoszare gytie z muszlami (0,8 m) i przy powierzchni ciemnoszare piaski z muszlami (1,3 m). Ze wzglêdu na charakter utworów, z których zbudowana jest powierzchnia obszaru arkusza, tak e w innych czêœciach tarasów Obry oraz w dolinach Czarnej Wody i Kamionki nale y spodziewaæ siê podobnych profili, reprezentowanych przez piaszczyste aluwia wzbogacone w substancjê fitogeniczn¹. W dolinie Obry, na ca³ej jej d³ugoœci w granicach terenu, powszechnie wystêpuj¹ torfyi gytie. Ich mi¹ szoœci siêgaj¹ 6,5 m,awpod³o u omawianych osadów wystêpuj¹ zró nicowane osady piaszczyste, miejscami ze wirami. U wylotu zatorfionej doliny wód roztopowych na prawym brzegu Obry, przy zachodniej granicy omawianego obszaru, nie natrafiono na gliny zwa³owe do rzêdnej 39,0 m n.p.m., zaœ na krawêdzi doliny Obry i Jeziora M³yñskiego, na po³udniowy zachód od Trzciela do rzêdnej 42,5 m n.p.m. Oznacza to, e torfy wype³niaj¹ starsze obni enia utworzone u schy³ku zlodowacenia Wis³y, jak równie sama dolina Obry jest m³od¹ form¹ erozyjn¹, powsta³¹ u schy³ku tego zlodowacenia. Torfy wystêpuj¹ tak e w czêœci doliny Kamionki. Kredê jeziorn¹ stwierdzono w profilach sond w obni eniach, gdzie tworzy ona jednolit¹ warstwê w pod³o u namu³ów i torfów, a czêsto stanowi przewarstwienia wœród osadów fitogenicznych. Wystêpowanie tych osadów b¹dÿ ich brak, nie ma zwi¹zku z kszta³tami, rozmiarami ani genez¹ obni eñ. Równie usytuowanie kredy w poszczególnych obni eniach jest zmienne; napotyka siê je w czêœciach centralnych i brze nych. Wychodnie kredy nale ¹ do rzadkoœci. Stwierdzono je na obszarze równiny pojeziernej, na wschód od Jeziora Cegielnego i na po³udniowy zachód od Silnej oraz pod przykryciem namu³ów torfiastych przy pó³nocnej granicy terenu arkusza ko³o Pszczewa i na po³udniowy wschód od Silnej. Oprócz typowej be owej kredy jeziornej, zawieraj¹cej muszle œlimaków i ma³ y, spotyka siê szarobe owe osady mu³kowe, ewentualnie fragmenty zwêglonego drewna. awice kredy tworz¹ pakiety z szarymi mu³kami, torfami, gytiami oraz piaskami humusowymi. Œwiadczy to o zmianie warunków sedymentacji. Zazwyczaj warstwy kredy jeziornej podœcielone s¹ szarymi mu³kami jeziornymi. Przykrywaj¹ je zwykle osady fitogeniczne w postaci gytii i torfów. Wiêksze mi¹ szoœci warstw kredy stwierdzono w profilach osadów organicznych na wychodniach na wschód od Jeziora Cegielnego (do 2,5 m) i w obni eniach ró nej genezy w rejonie Pszczewa i Silnej (do 1,7 m). Ponadto wiêksze mi¹ szoœci odnotowano pod przykryciem osadów fitogenicznych: na zachodnim brzegu i w zatoce, na po³udniowy wschód od jeziora Ch³op (do 2,7 m); w dolinie wód 51

52 roztopowych na pó³nocny wschód od Starej Jab³onki (2,3 m); w dolinach wód roztopowych na wschód i zachód od Œwiechocina (1,7 m) i w rynnie Kamionki w Lewicach (do 1,8 m). W po³udniowej czêœci terenu arkusza kreda ma mniejsze mi¹ szoœci i tworzy jedynie przewarstwienia (do 0,5 m) wœród osadów fitogenicznych. Namu³y torfiaste wystêpuj¹ na ca³ej powierzchni obszaru arkusza z wyj¹tkiem wschodniej jego czêœci. Wype³niaj¹ one liczne bezodp³ywowe i okresowo przep³ywowe zag³êbienia terenu. Wykszta³cone s¹ w postaci czarnych namu³ów organicznych, piasków torfiastych i humusowych. Ich mi¹ szoœæ zwykle ogranicza siê do 1,0 1,2 m, ale mo e dochodziæ do 2,5 m. W g³¹b przechodz¹ zazwyczaj w piaski œrednio- i drobnoziarniste, miejscami w osady organiczne (torfy, gytie, kredê jeziorn¹). Maksymalne mi¹ szoœci namu³ów stwierdzono tam, gdzie ich profile w czêœci sp¹gowej przechodz¹ w utwory jeziorne. Interesuj¹cy, choæ niepe³ny, profil (3,0 m) tych osadów uzyskano w obni eniu po martwym lodzie, na pó³nocnym brzegu jeziora Stobno ko³o Borowego M³yna. Rozpoczynaj¹ go mu³ki szare laminowane piaskami mu³kowatymi (0,5 m), wy ej le ¹: gytie (0,4 m), br¹zowe piaski ró noziarniste (0,5 m), szarobr¹zowe mu³ki z fragmentami trzcin (0,4 m), br¹zowe piaski œrednioziarniste z przewarstwieniami piasków torfiastych i szcz¹tkami roœlin (0,4 m), czarno-brunatne torfy trzcinowe (0,6 m) i czarne namu³y torfiasto-piaszczyste (0,5 m). W obni eniu wype³nionym namu³ami w Œwidwowcu, na zachód od otworów 51 i 52, poni ej g³êbokoœci 2,4 m stwierdzono w sp¹gu piaski œrednioziarniste. Powy ej wystêpuj¹ szare mu³ki z pojedynczymi muszlami ma³ y (mi¹ szoœæ 1,3 m), gêsto laminowana szara kreda jeziorna z pojedynczymi muszlami ma³ y i œlimaków (mi¹ szoœæ 0,3 m), zielonkawe gytie (mi¹ szoœæ 0,2 m), czarne namu³y torfiaste (mi¹ szoœæ 0,1 m), szare mu³ki humusowe (mi¹ szoœæ 0,2m) i czarne namu³y torfiaste (mi¹ szoœæ 0,3 m). Do powszechnej obecnoœci namu³ów organicznych w tej czêœci terenu arkusza przyczynia siê stosunkowo wysoki poziom wód gruntowych. Spowodowane jest to istnieniem jezior oraz sta³¹ obecnoœci¹ powierzchniowych osadów piaszczystych o du ej przepuszczalnoœci, a w ich pod³o u nieprzepuszczalnej warstwy glin zwa³owych na g³êbokoœci czêsto nie wiêkszej ni 3 5 m. Gytie stwierdzane w profilach sond wystêpuj¹ w pod³o u torfów i namu³ów torfiastych, w zag³êbieniach. Zazwyczaj stanowi¹ one jednolit¹ warstwê szarozielonego lub czarnozielonego koloidu, z drobnymi szcz¹tkami roœlin, nierzadko z muszelkami œlimaków. Lokalnie spotyka siê gytie przewarstwiane torfami, kred¹ jeziorn¹, ciemnoszarymi piaskami humusowymi, a nawet szarobr¹zowymi piaskami ró noziarnistymi (w zaroœniêtej zatoce Jeziora Stobno). Najwiêksze mi¹ szoœci gytii na terenie arkusza wystêpuj¹ w jego po³udniowo-zachodniej czêœci oraz na równinach pojeziernych w ca³oœci pokrytych osadami fitogenicznymi. Maksymaln¹ ich mi¹ szoœæ (oko³o 6 m) stwierdzono w dolinach wód roztopowych: na po³udniowy zachód od Trzciela (otw. 87); miêdzy Sierczynkiem a Jasieñcem; na prawym brzegu Obry, przy zachodniej granicy terenu 52

53 arkusza u ujœcia doliny wód roztopowych i na tarasie zalewowym. W pozosta³ych dolinach wód roztopowych ko³o Sierczynka maksymalna mi¹ szoœæ gytii siêga 2,0 m. Wiêksze mi¹ szoœci (ponad 3,5 m) stwierdzono: w zaroœniêtej zatoce na wschodnim brzegu jeziora Ch³op, na obszarze wytopiskowym na wschód od jeziora Ch³op i w obni eniu pojeziernym na pó³nocnym brzegu jeziora Nerka. W pó³nocnej czêœci obszaru arkusza nie odnotowano mi¹ szoœci gytii wiêkszych ni 1,0 m. Torfy s¹ powszechnymi osadami torfowisk niskich, wype³niaj¹cymi ró nej genezy zag³êbienia na terenie arkusza z wyj¹tkiem wschodniej jego czêœci (zarastaj¹ce jeziora, starorzecza, obni enia w dolinach wód roztopowych). S¹ to przewa nie torfy trzcinowe i turzycowo-trzcinowe, rzadziej turzycowe. Czêsto zawieraj¹ w ró nym udziale materia³ olchowy, ³ozowy i mszysty. Na obszarze jednego torfowiska obserwuje siê czêste lateralne zmiany litologii. Profile zbudowane wy³¹cznie z torfów, na niewielkim obszarze przechodz¹ w torfy przewarstwiane wk³adkami kredy jeziornej, gytii, szarych mu³ków, piasków z muszlami ma³ y i humusowych, a nawet piasków ró noziarnistych. Najwiêksze mi¹ szoœci torfów (ponad 5,0 m) stwierdzono na zachodnim brzegu jeziora Ch³op, w rynnie miêdzy jeziorami Ch³op i Szarcz oraz w dolinie Obry na zachód od Jeziora M³yñskiego. Mi¹ szoœci przekraczaj¹ce 2,0 m stwierdzono: w zaroœniêtych zatokach na po³udniu Jeziora Pszczewskiego, w pó³nocnej czêœci jeziora Ch³op, na po³udnie od Jeziora owyñskiego, w dolinach wód roztopowych w pó³nocnej i centralnej czêœci terenu arkusza, na prawym brzegu Obry ko³o zachodniej granicy, na po³udniowy zachód od Trzciela, na po³udniowy zachód od Rybojad, miêdzy Sierczynkiem a Jasieñcem i na po³udnie od Nowego M³yna. ¹czna mi¹ szoœæ torfów i gytii w rynnie na wschód od Pszczewa siêga 8,0 m. Czêœæ torfowisk w dolinie Obry oraz na rozleg³ych tarasach rzeczno-wodnolodowcowych Obry i Czarnej Wody zosta³a rozpoznana i zinwentaryzowana pod k¹tem z³o owym. B. TEKTONIKA I RZE BA POD O A CZWARTORZÊDU Obszar badañ znajduje siê na pograniczu bloku Gorzowa i monokliny przedsudeckiej, w granicach jednostek strukturalnych Sulêcina, Nowego Tomyœla i wyniesienia wolsztyñskiego (Dadlez, Marek, 1974; Karnkowski, 1975; Dyjaczyñski i in., 1997; Marek, Pajchlowa, 1997). Na mapie struktur tektonicznych orogenezy alpejskiej, obszar arkusza le y przy po³udniowej krawêdzi niecki szczeciñskiej. Ska³y kredy górnej, z których zbudowane jest na tym odcinku po³udniowe skrzyd³o niecki, le ¹ niemal ca³kowicie poziomo, ewentualnie nieznacznie zapadaj¹ ku pó³nocy. Bezpoœrednim pod³o em osadów plejstocenu na badanym terenie s¹ ska³y kredy górnej, oligocenu i miocenu. Ich hipotetyczny pierwotny strop w czêœci pó³nocno-wschodniej obszaru arkusza znajduje siê na wysokoœci oko³o 50 m n.p.m. i obni a siê do oko³o 20 m n.p.m. w jego naro u po³udniowo-zachodnim. W otworach przebijaj¹cych pokrywê plejstoceñsk¹ napotykano utwory miocenu oraz oligocenu, 53

54 a stwierdzone rzêdne ich stropu wahaj¹ siê od 130,0 m p.p.m. do 20,9 m n.p.m. Poza jednym otworem w Helowskiem (otw. 74), przy wschodniej granicy terenu arkusza, w profilach otworów widoczne s¹ struktury glacitektoniczne oraz rozciêcia erozyjne siêgaj¹ce kredy. Ubóstwo informacji uniemo liwia jednak wytyczenie granic obszarów zaburzeñ oraz wyznaczenie zasiêgu form erozyjnych. G³êbokie formy erozyjne s¹ rynnami subglacjalnymi, na co wskazuj¹ badania z terenu Polski zachodniej i Niemiec (Kupetz i in., 1989; Piotrowski, 1994; Lippstreu, 1995; Lippstreu i in., 1994, 1997; Alexowsky, 1996; Keil, 1996; Schwab, Ludwig, 1996; Krawczyk, Tkaczyk, 1997; Badura i in., 1998; Badura, Przybylski, 1999; Urbañski, 1999; Markiewicz, 1999). Mo na przyj¹æ, e osie rynien maj¹ kierunek zbli ony do NW SE, lecz ich przebieg, szerokoœæ i kszta³t mo e byæ interpretowany wy³¹cznie na podstawie danych regionalnych. W po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza stwierdzono obecnoœæ rynny, która kontynuuje siê na terenach s¹siednich arkuszy Miêdzyrzecz i Zb¹szynek (Michalska-Winnicka, 2000; Salwa, 2008a, b). W dnie tej rynny w Sierczynku (otw. 46) erozja osi¹gnê³a ska³y kredowe, zaœ przy jej wschodniej krawêdzi w Pr¹dówce (otw.: 90, 92) natrafiono na utwory miocenu. W pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza stwierdzono obecnoœæ systemu rynien lub rozleg³ej rynny siêgaj¹cej oligocenu. Jej kontynuacji mo na spodziewaæ siê na terenach s¹siednich arkuszy Miêdzychód i Lwówek. Dane z otworów z obszarów rynnowych oraz z po³udniowo-zachodniego naro a omawianego terenu wskazuj¹, e na tych obszarach utwory pod³o a wraz z osadami plejstocenu wchodz¹ w sk³ad struktur glacitektonicznych (Jaroszewski, 1991). Na pozosta³ym terenie brak jest danych o budowie pod³o a podczwartorzêdowego oraz bli szych informacji o g³êbokoœci zalegania jego stropu, poniewa do rzêdnej oko³o m n.p.m. nie przewiercono utworów plejstocenu. C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ Utwory górnokredowe rozpoznane na terenie arkusza nale ¹ do najm³odszego cyklu osadów, utworzonych w epikontynentalnym zbiorniku morskim bruzdy œródpolskiej, na dalekim przedpolu Tetydy (Marek, Pajchlowa, 1997). Sedymentacjê przerwa³y wieloetapowe ruchy wypiêtrzaj¹ce fazy laramijskiej na pograniczu kredy i paleogenu, w wyniku których dosz³o do ostatecznego wycofania zbiornika (tab. 1). Oligocen i neogen, po wstêpnym etapie erozji w paleocenie i eocenie, by³y okresami ingresji i regresji zbiornika. Nastêpowa³a na przemian sedymentacja w œrodowiskach p³ytkowodnych zbiorników morskich i brakicznych oraz w rzecznych, limnicznych i bagiennych l¹dowych œrodowiskach przybrze nych (Ciuk, 1974; Piwocki, Olkowicz-Paprocka, 1987; Piwocki, Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995, 1997; Walkiewicz, 1984). Profil kenozoiku na tym obszarze rozpoczynaj¹ warstwy czempiñskie oligocenu dolnego, wykszta³cone w facji limniczno-bagiennej oraz facji morskiej i brakicznej. Litologia utworów na obszarze arkusza wykazuje zazêbianie siê tych dwu facji. Przykrywaj¹ je warstwy mo- 54

55 siñskie górne, bêd¹ce osadami transgreduj¹cego morza. Oligocen górny reprezentuj¹ warstwy leszczyñskie, zwi¹zane z regresj¹ i warunkami brakicznymi. Podczas regresji trwaj¹cej w miocenie dolnym, powsta³a limniczno-fluwialna formacja rawicka oraz formacja gorzowska, zwi¹zana z zanikaj¹cym zbiornikiem brakicznym. Teren arkusza znalaz³ siê w strefie wspó³wystêpowania facji l¹dowych i brakicznych. W szczytowym etapie mioceñskiej regresji, w œrodowiskach bagiennych i fluwialnych powstawa³a formacja œcinawska. Powstanie m³odszych osadów zwi¹zane jest z rozpoczêciem transgresji. Osady fluwialne formacji adamowskiej osadza³y siê na obrze u p³ytkiego zbiornika, zaœ osady formacji paw³owickiej powstawa³y w p³ytkowodnych œrodowiskach brakiczno-morskich. W obrêbie formacji poznañskiej, pocz¹tkowo w osadach limniczno-bagiennych, a nastêpnie p³ytkomorskich i jeziornych, udokumentowana jest stopniowa transgresja i u schy³ku miocenu œrodkowego wkroczenie morza. Profile wy szych partii tej formacji, nale ¹ce do póÿnego miocenu, powsta³y podczas regresji zbiornika, a nastêpnie po przekszta³ceniu go w s³one jezioro œródl¹dowe. W preglacjale obszar arkusza poddany by³ dzia³aniu procesów denudacyjnych w œrodowisku l¹dowym, w och³adzaj¹cym siê klimacie wczesnego plejstocenu. Mimo braku danych z obszaru arkusza, mo na spodziewaæ siê, e rezultatem tych procesów by³o powstanie powierzchni zrównania rozciêtej dolinami oraz gromadzenie zwietrzelin. Zapewne utworzona wówczas rzeÿba uleg³a znacznemu przemodelowaniu, a pokrywy zwietrzelinowe zosta³y w ca³oœci usuniête i wesz³y w sk³ad utworów l¹dolodu, który jako pierwszy dotar³ na ten obszar. Niektórzy badacze przyjmuj¹, e obszar zachodniej Wielkopolski pozostawa³ poza zasiêgiem l¹dolodu zlodowacenia najstarszego (Narwi) i zlodowacenia Nidy (Lindner, 1992; Mojski, 2005). Tymczasem w ni szej czêœci glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 1, które wraz z utworami wodnolodowcowymi wype³niaj¹ formy erozyjne, obserwuje siê koncentracjê materia³u glacjalnego, charakterystycznego dla zlodowacenia Narwi (Mas³owska, Micha³owska, 2002; Lisicki, 2002). Ponadto w profilach otworów wiertniczych gliny o wspó³czynnikach charakterystycznych dla glin zlodowacenia Sanu 1 oraz zwi¹zane z nimi osady zastoiskowe, le ¹ ponad g³êbokimi formami erozyjnymi wype³nionymi utworami wodnolodowcowymi. Œwiadczy to o tym, e badany teren znalaz³ siê w zasiêgu zlodowacenia poprzedzaj¹cego zlodowacenie Sanu 1, a wiêc z du ym prawdopodobieñstwem w zasiêgu zlodowacenia Nidy. Na tej podstawie autor zaliczy³ najstarsze rozpoznane utwory plejstoceñskie do zlodowacenia Nidy. Z tym zlodowaceniem wi¹ e tak e utworzenie najstarszych rynien, wcinaj¹cych siê w pod³o e w Sierczynku (otw. 43) i Silnej (otw. 14). L¹dolód zlodowacenia Sanu 1 wkracza³ na teren arkusza od pó³nocnego zachodu, na co wskazuje kierunek rynien subglacjalnych, obserwowanych na obszarze badañ i na terenie arkusza Miêdzyrzecz (Salwa, 2008a, b). Oprócz zaburzeñ glacitektonicznych i redepozycji starszego materia³u glacjalnego, utworzy³ on rynnê we M³ynie Krzy kówku (otw. 23) i odnowi³ rynnê w Sierczynku (otw. 46). 55

56 Brak jest osadów, których powstanie mo na by by³o wi¹zaæ z interglacja³em ferdynandowskim. W tym okresie mia³a miejsce denudacja. Dzia³alnoœæ denudacyjn¹ kontynuowa³ l¹dolód zlodowacenia Sanu 2 nasuwaj¹cy siê z kierunku NNW. Lokalnie w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru utwory zlodowacenia Sanu 1 zosta³y usuniête erozyjnie. Jednak na terenie arkusza gliny zwa³owe i osady wodnolodowcowe zlodowacenia Sanu 1, a najprawdopodobniej tak e starsze osady plejstoceñskie, zachowa³y siê w rynnach subglacjalnych oraz w morenach spiêtrzonych przez l¹dolód zlodowacenia Sanu 2. Mi¹ szoœæ lodu lodowcowego podczas zlodowacenia Sanu 2, w rejonie badañ, mo na oceniæ na kilkaset metrów (Kupetz, 2000). L¹dolód ten wykorzysta³ stare rynny subglacjalne w Sierczynku i M³ynie Krzy kówku. Zró nicowanie morfologiczne terenu, a w szczególnoœci istnienie form dolinno-rynnowych, spowodowa³o powstanie zaburzeñ glacitektonicznych typu fa³dów, ³usek i moren spiêtrzonych, analogicznych do form rozpoznanych na terenach po³o onych dalej na zachód (Badura, Przybylski, 2002; Dyjor, Pruc, 1978; Salwa, 2008a, b; Stankowski, 2000; Studencki, 2000) i w rejonie Mu akowa (Muskau) na u ycach (Kupetz, 2000). Oddzia³ywanie zaburzeñ glacitektonicznych siêgnê³o g³êbokoœci m. Zaburzone zosta³y równie le ¹ce poziomo utwory paleogenu i neogenu. Oddzia³ywania l¹dolodu i zaburzeñ glacitektonicznych z tego okresu mo na zatem spodziewaæ siê a do stropu kredy (czyli rzêdnych oko³o m p.p.m.). Pozosta³oœci¹ moreny spiêtrzonej tego wieku jest wa³ Bukowca (Dammer 1931; Schulz 1929; Bartkowski 1963, 1967, 1970, 1972), którego niewielki fragment znalaz³ siê w zasiêgu omawianego obszaru w Lutolu Suchym. Dzia³alnoœæ l¹dolodu zaznaczy³a siê ponadto depozycj¹ glin zwa³owych, utworów zastoiskowych i wodnolodowcowych, które pokry³y obszary wysoczyzn oraz wype³ni³y rynny. Czêœæ tych osadów zosta³a zerodowana przed przykryciem obszaru utworami zlodowacenia Warty. Okres interglacja³u wielkiego zaznaczy³ siê intensywn¹ erozj¹ rzeczn¹ i denudacj¹ utworów zlodowaceñ po³udniowopolskich oraz wyrównywaniem m³odej rzeÿby polodowcowej. Wyniki wierceñ i badañ geofizycznych œwiadcz¹ o istnieniu w¹skiej doliny w miejscu kopalnej rynny, miêdzy Sierczynkiem a Pr¹dówk¹. Dolinê tê wype³niaj¹ osady rzeczne i jeziorne. Poza ni¹ ci¹gn¹ siê pokrywy o niewielkiej mi¹ szoœci, mog¹ce byæ rzecznymi tarasami akumulacyjnymi. Wbrew interpretacjom regionalnym (Lindner, 1992; Mojski, 2005) na terenie arkusza nie znaleziono podstaw do wydzielenia utworów zlodowacenia Odry. Nie napotkano glin zwa³owych, których wspó³czynniki litologiczno-petrograficzne by³yby charakterystyczne dla tego zlodowacenia (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Zapewne nie mo na tego w ca³oœci przypisaæ intensywnej erozji w interglacjale lubelskim, który równie nie pozostawi³ daj¹cych siê wyró niæ osadów, ani wi¹zaæ z dzia³alnoœci¹ erozyjn¹ podczas zlodowacenia Warty. Zlodowacenie Odry mo e ewentualnie byæ reprezentowane przez czêœæ utworów zaliczonych do zlodowacenia Sanu 2. 56

57 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA Tabela 1 Stratygrafia System Oddzia³ Piêtro Podpiêtro Utwory (opis litologiczny) Procesy geologiczne Torfy t h C z w a r t o r z ê d H o l o c e n P l e j s t o c e n Z l o d o w a c e n i a p ó ³ n o c n o p o l s k i e Z l o d o w a c e n i e W i s ³ y S t a d i a ³ g ó r n y Gytie gy h Piaski humusowe jeziorne i zag³êbieñ bezodp³ywowych, li miejscami starorzeczy p h h Namu³y torfiaste n t h Mu³ki, piaski i namu³y torfiaste m h Kreda jeziorna kj h Namu³y den dolinnych Piaski deluwialne d p Piaski eoliczne e p f n h Piaski i piaski py³owate rzeczne i wodnolodowcowe ffg B3 p p 4 f-pg B3 Piaski i wiry rzeczno-peryglacjalne p p 4 fg Piaski, wiry i mu³ki wodnolodowcowe p m B3 p 4 fg Piaski i wiry wodnolodowcowe (sandrowe) p f-g Piaski i wiry rzeczno-lodowcowe p B3 p 4 B3 p 4 k B3 Piaski i wiry kemów p p 4 k B3 Mu³ki kemów m p 4 o B3 Piaski i wiry ozów p p 4 Piaski, piaski ze wirami oraz wiry i gliny piaszczyste z g³azami akumulacji szczelinowej i przetainowej gs B3 p p 4 Piaski, piaski ze wirami, wiry i gliny zwa³owe z g³azami, rs B3 rynien subglacjalnych p p 4 gm B3 Piaski i wiry moren martwego lodu p p 4 gc B3 Piaski i wiry moren czo³owych p p 4 g B3 Piaski, mu³ki, wiry i gliny lodowcowe pm p 4 g Gliny zwa³owe g zw B3 4 p Akumulacja organiczna Akumulacja mineralno-organiczna Erozja i akumulacja w dolinach rzecznych Denudacja. Gromadzenie deluwiów w zag³êbieniach terenu Procesy eoliczne. Akumulacja eoliczna Erozja i akumulacja przez wody roztopowe i rzeki ekstraglacjalne Erozja i akumulacja przez wody roztopowe miêdzy bry³ami martwego lodu Erozja i akumulacja przez wody roztopowe na przedpolu l¹dolodu, czêœciowo na topniej¹cym lodzie oraz w dolinach wód roztopowych Akumulacja przez wody roztopowe miêdzy p³atami i bry³ami martwego lodu Akumulacja przez wody roztopowe Akumulacja przez wody lodowcowe w zag³êbieniach na powierzchni l¹dolodu Akumulacja przez wody w szczelinach l¹dolodu Wype³nienie rynien subglacjalnych Wytapianie osadów z bry³ martwego lodu Akumulacja przez wody pod ciœnieniem u czo³a l¹dolodu Wieloetapowe topnienie, oscylacja i stagnacja l¹dolodu. Zape³nianie osadami rynien subglacjalnych, mis wytopiskowych i zag³êbieñ po bry³ach martwego lodu Akumulacja wewn¹trz l¹dolodu Nasuniêcie l¹dolodu, erozja, procesy glacitektoniczne Tworzenie rynien subglacjalnych fg Piaski wodnolodowcowe p B3 p 4 Akumulacja przez wody roztopowe na przedpolu l¹dolodu Mu³ki zastoiskowe m b B3 p 4 Akumulacja w zbiornikach przed czo³em l¹dolodu Interglacja³ eemski Piaski i mu³ki rzeczne pm f p 3 4 Akumulacja na zboczach i wyniesieniach. Erozja i akumulacja rzeczna 57

58 cd. tabeli 1 fg Piaski i wiry wodnolodowcowe p W p 3 Akumulacja przez wody roztopowe na przedpolu l¹dolodu C z w a r t o r z ê d P l e j s t o c e n Zlodowacenia œrodkowopolskie Interglacja³ wielki Z l o d o w a c e n i a p o ³ u d n i o w o p o l s k i e Zlodowacenie Warty Zlodowacenie Sanu 2 Interglacja³ ferdynandowski Zlodowacenie Sanu 1 Zlodowacenie Nidy tk W Piaski i mu³ki tarasów kemowych pm p 3 g Mu³ki, piaski i wiry lodowcowe mp Mu³ki zastoiskowe m b g Gliny zwa³owe g zw W p 3 W 3 p fg Piaski wodnolodowcowe p W p 3 W p 3 b W Piaski, mu³ki i i³y zastoiskowe pmi p 3 fli Piaski i mu³ki, rzeczne i jeziorne pm fg Piaski, wiry i mu³ki wodnolodowcowe p m g Gliny zwa³owe g zw G 2 p Mu³ki, i³y i piaski zastoiskowe mip b Akumulacja przez wody lodowcowe na tarasach i na zboczach ostañców denudacyjnych Wype³nianie rynien subglacjalnych i szczelin w lodzie Akumulacja wewn¹trz l¹dolodu Akumulacja w zbiornikach przed czo³em l¹dolodu Akumulacja wewn¹trz l¹dolodu Nasuniêcie l¹dolodu. Erozja. Procesy glacitektoniczne Tworzenie rynien subglacjalnych. Topnienie l¹dolodu Akumulacja przez wody roztopowe na przedpolu l¹dolodu Akumulacja w zbiornikach przed czo³em l¹dolodu Erozja i akumulacja rzeczna. p 2 3 Akumulacja jeziorna. Denudacja na wzniesieniach G p 2 G p 2 Piaski, wiry i mu³ki (wodnolodowcowe) rynien subglacjalnych p m rs S p 2 gs S Piaski, wiry, mu³ki i i³y moren spiêtrzonych p m p 2 g Gliny zwa³owe g zw S 2 p b S Piaski, mu³ki i i³y zastoiskowe pmi p 2 fg Piaski, wiry i mu³ki wodnolodowcowe p m g Gliny zwa³owe g zw N 2 p N p 2 Erozja i akumulacja przez wody roztopowe na przedpolu l¹dolodu Nasuniêcie l¹dolodu. Egzaracja. Erozja. Procesy glacitektoniczne. Tworzenie moren spiêtrzonych. Topnienie l¹dolodu. Tworzenie i wype³nianie rynien subglacjalnych. Akumulacja lodowcowa Akumulacja w zbiornikach przed czo³em l¹dolodu Denudacja, erozja rzeczna, gromadzenie zwietrzelin, akumulacja aluwialna Wype³nianie rynien subglacjalnych Akumulacja przez wody roztopowe Nasuniêcie l¹dolodu. Egzaracja. Erozja. Procesy glacitektoniczne. Tworzenie moren spiêtrzonych. Tworzenie rynien subglacjalnych. Topnienie l¹dolodu. Akumulacja lodowcowa i przez wody lodowcowe Akumulacja w zbiornikach przed czo³em l¹dolodu Akumulacja przez wody roztopowe Nasuniêcie l¹dolodu. Egzaracja. Erozja. Procesy glacitektoniczne. Tworzenie moren spiêtrzonych. Tworzenie rynien subglacjalnych. Topnienie l¹dolodu. Akumulacja lodowcowa i przez wody lodowcowe Preglacja³ Denudacja, gromadzenie zwietrzelin i aluwiów w warunkach och³adzaj¹cego siê klimatu N e o g e n Miocen Miocen œrodkowy górny Miocen œrodkowy Akumulacja w jeziorze s³onowodnym. I³y (zielone i pstre) formacja poznañska i M Regresja. 2 3 Akumulacja w p³ytkowodnym zbiorniku morskim I³y (szare) z wk³adkami wêgla brunatnego i piasków formacja poznañska i M 2 Mu³ki, i³y i piaski formacja adamowska i formacja paw³owicka mip M 2 Transgresja morska Akumulacja limniczno-bagienna Akumulacja rzeczna. Akumulacja przybrze- na i p³ytkowodna brakiczna 58

59 cd. tabeli 1 Neogen Miocen Miocen dolny Wêgiel brunatny, mu³ki, i³y i piaski formacja Regresja. Akumulacja w nadbrze nych œcinawska wbr M 1 bagnach i fluwialna Piaski, mu³ki i i³y formacja rawicka i formacja gorzowska pmi M 1 Akumulacja p³ytkowodna limniczno-fluwialna. Regresja zbiornika brakicznego Paleogen Oligocen Paleocen+ eocen Oligocen górny Piaski formacja leszczyñska p Ol3 Oligocen dolny Piaski i wiry warstwy mosiñskie górne p Ol 1 Piaski, mu³ki i i³y warstwy czempiñskie pmi Ol 1 Akumulacja przybrze na w œrodowiskach brakicznych Regresja Akumulacja p³ytkomorska Akumulacja limniczno-bagienna i przybrze na Transgresja brakiczno-morska Erozja Kreda Kreda górna Wapienie i margle wme Cr3 Wypiêtrzaj¹ce ruchy fazy laramijskiej. Wynurzenie Erozja Akumulacja morska L¹dolód zlodowacenia Warty wkracza³ na obszar doœæ wyrównany denudacj¹ i akumulacj¹. W miejscu istnienia kopalnych dolin i rynien z okresu zlodowaceñ po³udniowopolskich w Sierczynku i M³ynie Krzy kówku znajdowa³y siê obszary dolinne. Na przedpolu wkraczaj¹cego l¹dolodu powsta³y w nich zastoiska, których osady wyró niono w Œwidwowcu, Sierczynku i Jasieñcu. Zosta³y one przykryte przez utwory wodnolodowcowe, z³o one przed nasuniêciem l¹dolodu. Dzia³alnoœæ glacitektoniczna spowodowa³a powstanie kolejnych moren spiêtrzonych, rozpoznanych w pó³nocno- -wschodniej i po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza. Strefy zaburzeñ i ³usek siêgnê³y w pod³o e l¹dolodu na g³êbokoœæ oko³o 50 m. Miêdzy Pszczewem a Borowym M³ynem powsta³a p³ytka rynna subglacjalna. Efektem deglacjacji obszaru u schy³ku zlodowacenia by³a depozycja glin zwa³owych, lokalnie urozmaiconych utworami szczelinowymi. Na zboczu wzniesienia moreny spiêtrzonej w Lutolu Suchym powsta³ taras kemowy. Erozyjno-akumulacyjna dzia³alnoœæ wód z topniej¹cego l¹dolodu zlodowacenia Warty, miejscami spowodowa³a ca³kowite usuniêcie œwie o z³o onych glin zwa³owych, a nastêpnie pokrycie obszaru doœæ wyrównan¹ warstw¹ osadów wodnolodowcowych. Interglacja³ eemski zaznaczy³ siê sedymentacj¹ osadów rzecznych w m³odej formie erozyjnej, pokrywaj¹cej siê z póÿniejsz¹ rynn¹ jezior zb¹szyñskich miêdzy Pszczewem i Borowym M³ynem. L¹dolód zlodowacenia Wis³y nasun¹³ siê teren arkusza w stadiale górnym (Lindner, 1992). U jego czo³a osadzi³y siê utwory wodnolodowcowe, a w rynnie zb¹szyñskiej powsta³o zastoisko, obejmuj¹ce zasiêgiem pradolinê warszawsko-berliñsk¹ i g³ogowsko-baruck¹ (Kraiñski, 2002). W po³udniowo-zachodniej i pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza l¹dolód zdeformowa³ powierzchniow¹ warstwê osadów w strefach moren spiêtrzonych. Topnienie l¹dolodu powodowa³o depozycjê glin zwa³owych 59

60 na niemal ca³ym badanym obszarze. Niewiele mo na powiedzieæ o zaniku l¹dolodu na wzniesieniu moreny spiêtrzonej, w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza. Pozostawi³ tam warstwê glin zwa³owych, a na jej powierzchni osady wodnolodowcowe. Pozosta³y teren arkusza sta³ siê modelowym obszarem wieloetapowej deglacjacji frontalnej, przewa aj¹cej na obszarze pó³nocno-zachodniej Polski (Kozarski, 1995), w przeciwieñstwie do deglacjacji arealnej, jak uwa ano, typowej dla obszaru zachodniej Wielkopolski (Bartkowski, 1967; Krygowski, 1975; ynda, 1978). Deglacjacja obszaru arkusza dokona³a siê w fazach zaznaczonych trzema systemami wzgórz moren czo³owych. W po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza miêdzy Miedzichowem, êcznem i Trzcielem zachowa³y siê wzniesienia moren czo³owych, wyznaczaj¹ce maksymalny zasiêg krawêdzi l¹dolodu w najstarszym na badanym terenie etapie deglacjacji frontalnej. W¹ska strefa moren czo³owych ci¹gnie siê dalej pó³nocno-wschodnim brzegiem doliny Obry, która sta³a siê wówczas dolin¹ marginaln¹. Wody roztopowe na tym etapie odprowadzane by³y z terenu arkusza dolin¹, któr¹ wykorzystuje wspó³czesna Obra. Na podstawie wysokoœci nie mo na jednoznacznie rozstrzygn¹æ, czy odwodnienie nastêpowa³o ku po³udniowi czy pó³nocnemu zachodowi. Pod l¹dolodem odnowiona zosta³a rynna zb¹szyñska, a co najmniej jej odcinek na pó³noc od jeziora Ch³op. W s¹siedztwie rynny na wschód od Pszczewa, na powierzchni l¹dolodu, powsta³ system zag³êbieñ limnoglacjalnych, które zosta³y wype³nione osadami piaszczysto- wirowymi i mu³kowymi typu kemowego. W strefie czo³owomorenowej, a tak e na jej przedpolu, zosta³y zasypane izolowane bry³y i p³aty martwego lodu. Ich stopienie nast¹pi³o dopiero znacznie póÿniej, miejscami dopiero po wycofaniu siê l¹dolodu z terenu arkusza i ustaniu sedymentacji z wód roztopowych. W miejscu lodu powsta³y sto kowate zag³êbienia i p³askodenne misy wytopiskowe otoczone pagórkami. Zosta³y one nastêpnie wype³nione jeziorami i torfowiskami. Tak¹ genezê maj¹, w granicach obszaru arkusza jeziora ci¹gn¹ce siê od jeziora Piecniewo po Stobno, a nastêpnie jeziora rynny zb¹szyñskiej od Wêdromierza po Koniñskie. Z wiêkszych p³atów lodu, pozostawionych na zapleczu strefy czo³owej, powsta³y urozmaicone obszary moren martwego lodu w rejonie Starej Jab³onki Miedzichowa oraz Pszczewa Borowego M³yna. Podczas tworzenia siê najstarszego pasa moren, wschodnia czêœci terenu arkusza znajdowa³a siê w bardziej wewnêtrznej strefie l¹dolodu. Na jej obszarze gruboœæ pokrywy lodowej by³a jednak wyraÿnie cieñsza, ni w strefie krawêdziowej, przez co na tym obszarze odbywa³ siê najintensywniejszy przep³yw wód roztopowych i sedymentacja osadów piaszczysto- wirowych. W tym obni onym terenie rozpoczê³o siê tworzenie sto ka sandrowego. Jego ówczesna zachodnia krawêdÿ znajdowa³a siê dalej ku po³udniowemu zachodowi, ni obserwowana obecnie. Teren sandru obejmowa³ pocz¹tkowo tak e obecne ostañce erozyjne, odciête przez wody roztopowe w m³odszych etapach deglacjacji. W m³odszym etapie recesji i tworzenia moren, czo³o l¹dolodu zatrzyma³o siê w centralnej czêœci terenu arkusza w rejonie Starej Jab³onki. Jego po³udniowo-zachodnia krawêdÿ, biegn¹ca na wschód od rynny zb¹szyñskiej, w swym œrodkowym odcinku opar³a siê o najstarsz¹ strefê moren czo³owych. 60

61 Niewielki ruch l¹dolodu i jego nasuniêcie na przedpole udokumentowany jest przez wzniesienia morenowe na ostañcu sto ka sandrowego, na wschód od Starej Jab³onki. Na przedpolu tego œredniego pasa moren wody roztopowe rozcina³y i zrównywa³y starsze wzniesienia morenowe. Rynna zb¹szyñska na pó³noc od Trzciela oraz dolina Czarnej Wody sta³y siê wówczas dolinami odprowadzaj¹cymi wody roztopowe ku dolinie Obry. W rynnie zb¹szyñskiej przetrwa³y zasypane p³aty lodu, których ostateczne stopnienie spowodowa³o powstanie jezior. Nastêpowa³o dalsze sypanie rozleg³ej powierzchni sto ka sandrowego na obszarze obni eñ, na g³êbokim zapleczu strefy krawêdziowej l¹dolodu, we wschodniej czêœci terenu arkusza. Przy zachodniej krawêdzi tego sandru, na pograniczu ze stref¹ czo³ow¹, zachowa³y siê izolowane rozleg³e p³aty martwego lodu. Ich topnienie spowodowa³o powstanie moren martwego lodu na pó³nocny zachód od Starej Jab³onki oraz w rejonie Silnej i na wschód od Pszczewa, a miejscami otworzy³o drogê wodom roztopowym. Na obrze ach tych moren powsta³y niewielkie s³abo urozmaicone obszary utworów glacjalnych, stanowi¹ce odpowiednik równin moreny dennej. Powsta³y te misy wytopiskowe, obecnie zajmowane przez jeziora (Cegielne i Proboszczowskie). Na pó³nocny wschód od Starej Jab³onki wiekowym odpowiednikiem osadów sandrowych by³o pole kemów utworzonych na powierzchni lodu. Pas najm³odszych moren czo³owych ci¹gnie siê za pó³noc¹ granic¹ terenu arkusza, a na badanym terenie obejmuje wzgórza miêdzy Œwiechocinem a owyniem. W okresie ich tworzenia krawêdÿ l¹dolodu bieg³a w kierunku SSE od Œwiechocina i wkracza³a na teren sandru na pó³noc od Piotrów. Na obszarze sandru pokrywa³a siê z progiem, który daje siê œledziæ na jego powierzchni i na po³udnie od Lewic przekracza³a wschodni¹ granicê terenu arkusza. Na powierzchni sandru, przy jego obecnej krawêdzi, topniej¹cy l¹dolód pozostawi³ pojedyncze wzniesienia czo³owomorenowe, a w czêœci bardziej wewnêtrznej niewielkie pagórki kemowe. W tym okresie przy krawêdzi l¹dolodu istnia³a szczelina subglacjalna, rozprowadzaj¹ca wody roztopowe. Efektem jej aktywnoœci jest utworzenie rynny Kamionki wraz z ozami i formami akumulacji szczelinowej przy jej brzegach. Prawdopodobnie wiêksze wzgórza zachowane u wylotu rynny Kamionki, a zarazem na krawêdzi l¹dolodu, s¹ morenami czo³owymi. U wylotu rynny zosta³ usypany sto ek sandrowy z promieniœcie rozchodz¹cymi siê wa³ami odsypowymi, zbudowanymi z grubszego materia³u okruchowego. Wody roztopowe wyp³ywa³y z rynny pod ciœnieniem, na co wskazuje fakt, e dno rynny u wylotu znajduje siê o 20 m ni ej, ni przylegaj¹ca powierzchnia sandru. Na dalszym przedpolu rynny powstawa³y bardziej wewnêtrzne partie powierzchni sto ka sandrowego. Jego zasiêg obejmowa³ równie okolice Silnej. W wyniku stopnienia l¹dolodu znacznie obni y³a siê powierzchnia terenu w pó³nocnej czêœci sandru, do niedawna przykryta l¹dolodem. Znalaz³a siê ona poni ej poziomu, na którym znajdowa³a siê czêœæ sandru po³o ona na przedpolu l¹dolodu. Zmieni³o to sieæ hydrograficzn¹, w której subglacjalna rynna Kamionki, dotychczas prowadz¹ca wody roztopowe ku po³udniowi, sta³a siê ekstraglacjaln¹ dolin¹ wód roztopowych odwadniaj¹c¹ teren ku pó³nocy. 61

62 Deglacjacja uwalnia³a masy wód roztopowych, które p³ynê³y na po³udnie i po³udniowy zachód, wykorzystuj¹c obni enia terenu na przedpolu najm³odszej strefy czo³owomorenowej. Powodowa³y one deniwelacjê i erozjê starszych form. Rynna zb¹szyñska i dolina Czarnej Wody pe³ni³y rolê dolin marginalnych, które na odcinku miêdzy Miedzichowem i pó³nocn¹ granic¹ obszaru arkusza, zbiera³y wody wyp³ywaj¹ce z topniej¹cego l¹dolodu. Wody te odp³ywa³y dolin¹ Obry ku pó³nocnemu zachodowi lub ku po³udniowi. Pierwotnie miêdzy Siln¹, Star¹ Jab³onk¹ i Zachodzkiem najprawdopodobniej znajdowa³ siê jednolity obszar sandrowy, po³¹czony ze zwartym obszarem sto ka sandrowego. Nie jest jednak wykluczone, e wœród osadów sandrowych tkwi³y uwiêzione p³aty lodu, których topnienie otwiera³o drogê wodom roztopowym. W brze nej, zachodniej strefie sto ka sandrowego odciête zosta³y ostañce o stromych krawêdziach. Bartkowski (1967) uwa a je za stoliwa kemowe, powsta³e w rozleg³ych obni eniach wœród martwego lodu. Na wschód od Silnej i Starej Jab³onki ostañce maj¹ kszta³t w¹skich grzbietów, których osie wskazuj¹ kierunek przep³ywu wód ku po³udniowi. Efektem topnienia l¹dolodu by³o równie rozciêcie wzgórz czo³owomorenowych krótkimi, g³êbokimi dolinami wód roztopowych oraz powstanie mis wytopiskowych na zapleczu moren. W czêœci wype³ni³y je osady wodnolodowcowe. Sta³y siê one obszarami torfowisk lub sedymentacji mineralno-organicznej b¹dÿ nadal s¹ wype³nione wodami jeziora (Jezioro owyñskie). Wynikiem póÿniejszej deglacjacji i erozyjno-sedymentacyjnej dzia³alnoœci wód roztopowych jest powstanie dwóch poziomów sandrowych. Rzeki ekstraglacjalne, które usypa³y starszy poziom sandrowy, wykorzystywa³y przede wszystkim doliny wód roztopowych i niewielkie koryta pomiêdzy wzniesieniami. W tym czasie zosta³a utworzona szeroka dolina w po³udniowo-zachodniej czêœci terenu, wykorzystywana czêœciowo przez wspó³czesn¹ Obrê oraz mniejsza od niej dolina, wykorzystywana czêœciowo przez Czarn¹ Wodê. Przep³yw pocz¹tkowo intensywny, obejmowa³ znaczne obszary tej doliny. Z czasem zosta³ ograniczony do rzek, których sieæ upodobni³a siê do wspó³czesnej sieci hydrograficznej. Nie w pe³ni zasypane koryta rzek ekstraglacjalnych oraz zag³êbienia po martwym lodzie sta³y siê obszarami bezodp³ywowymi i rozpoczê³a siê w nich sedymentacja mineralno-organiczna i fitogeniczna. Po stopieniu lodu pozosta³y rynny jeziorne. Wycofanie siê l¹dolodu poza pradolinê toruñsko-eberswaldzk¹ i zaprzestanie dzia³alnoœci wód roztopowych spowodowa³o intensywne wietrzenie i denudacjê w klimacie peryglacjalnym. Na niewielk¹ skalê rozwija³y siê procesy zboczowe na stromych stokach wzniesieñ, ostañców erozyjnych i na krawêdziach dolin wód roztopowych. Rozwija³a siê erozyjno-akumulacyjna dzia³alnoœæ rzeczna, która na badanym terenie mia³a jednak ograniczone oddzia³ywanie z uwagi na s³abo rozwiniêt¹ sieæ rzeczn¹ i liczne jeziora, pozwalaj¹ce na zatrzymanie znacznych iloœci wody. Erozji wg³êbnej sprzyja³ fakt, e poziom oceanu œwiatowego u schy³ku zlodowaceñ pó³nocnopolskich by³ ni szy o kilkadziesi¹t metrów od wspó³czesnego 62

63 (Mojski, 1982; van Andel, 1991). Procesom aluwialnym towarzyszy³a dzia³alnoœæ eoliczna w warunkach peryglacjalnych, na rozleg³ych powierzchniach piaszczystych, pocz¹tkowo nieos³oniêtych roœlinnoœci¹. Powstawa³y te nagromadzenia osadów deluwialnych u podnó y wzniesieñ oraz w m³odych formach dolinnych, rynnowych i zag³êbieniach po bry³ach martwego lodu. W holocenie, wyraÿne ocieplenie wraz z przykryciem obszaru roœlinnoœci¹, spowodowa³o zanikanie procesów eolicznych. Poziom morza wznosi³ siê i we wczesnym holocenie znajdowa³ siê niewiele ni ej, ni 10 m wzglêdem wspó³czesnego (Tobolski, 1989). Fakt ten, wraz ze zmniejszeniem iloœci wód niesionych przez rzeki sprawi³, e zmala³a intensywnoœæ erozji rzecznej. Doliny rzeczne i zag³êbienia terenu sta³y siê obszarami sedymentacji mineralno-organicznej. IV. PODSUMOWANIE Przedstawiona mapa geologiczna jest wynikiem ponad dwuletnich prac kartograficznych, laboratoryjnych i kameralnych na terenie arkusza. Jest to pierwsze na tym obszarze, szczegó³owe, a zarazem kompleksowe ujêcie problematyki geologicznej, obejmuj¹cej zagadnienia dotycz¹ce czwartorzêdu i siêgaj¹ce jego pod³o a. Postêp w stosunku do dotychczasowego rozpoznania wyra a siê nie tylko w dok³adnym wytyczeniu granic poszczególnych wydzieleñ geologicznych na mapie, ale tak e w rozpoziomowaniu stratygraficznym, klasyfikacji genetycznej i wzajemnej korelacji utworów rozpoznanych na powierzchni, wystêpuj¹cych w profilach czterech otworów kartograficznych i w profilach otworów archiwalnych oraz licznych sondach odwierconych w ramach prac dokumentacyjnych. W efekcie powsta³ pierwszy na tym obszarze opis i podzia³ osadów plejstoceñskich, starszych od zlodowaceñ pó³nocnopolskich. Uzyskane informacje wykazuj¹ w pod³o u arkusza obecnoœæ ska³ kredy górnej, co umiejscawia badany obszar na terenie niecki szczeciñskiej. Na podstawie otworów kartograficznych przedstawiono styl budowy kenozoiku odbiegaj¹cy od dot¹d przyjmowanego. W rejonie Lutola Suchego, który znajduje siê na pó³nocno-wschodnim brzegu wa³u Bukowca bêd¹cego rozleglejsz¹ struktur¹ moreny spiêtrzonej, stwierdzono silne zaanga owanie glacitektoniczne ska³ paleogenu, neogenu i starszego plejstocenu. Wyniki wiercenia w Lutolu Suchym (otw. 83), niespodziewanie tak e i dla wstêpnych wyników badañ geofizycznych, przesuwaj¹ zasiêg moreny ku pó³nocnemu zachodowi przynajmniej o 1,5 2,0 km. Utwory wchodz¹ce w sk³ad tej struktury ods³aniaj¹ siê na powierzchni w po³udniowo-zachodnim naro u obszaru arkusza. Uzyskane informacje wskazuj¹ na istnienie zaburzeñ (w rejonach owynia, Lewic i Piotrów), nale ¹cych do rozleg³ego obszaru moren spiêtrzonych, obejmuj¹cego ca³¹ pó³nocno-wschodni¹ czêœæ terenu arkusza. 63

64 Brak otworów wiertniczych, zw³aszcza w czêœci centralnej omawianego terenu, uniemo liwia weryfikacjê hipotez dotycz¹cych zjawisk glacitektonicznych, ukszta³towania powierzchni oraz stratygrafii paleogenu, neogenu i starszego plejstocenu. Profil kenozoiku na badanym terenie rozpoczynaj¹ utwory dolnooligoceñskie, a le ¹ce na nich ska³y miocenu i pliocenu wykazuj¹ cechy facjalne stref przybrze nych zbiornika sedymentacyjnego, charakterystyczne dla pogranicza Wielkopolski, Ziemi Lubuskiej i obszaru Niziny Œl¹skiej. Stwierdzono obecnoœæ g³êbokich rynien subglacjalnych, utworzonych i wype³nionych podczas zlodowaceñ po³udniowopolskich. Obok wype³nienia rynien, bêd¹cego osadami zlodowaceñ Sanu 1 i Sanu 2, rozpoznano znaczn¹ domieszkê materia³u paleogeñskiego i neogeñskiego, a tak e redeponowany starszy plejstoceñski materia³ glacjalny, prawdopodobnie nale ¹cy do zlodowacenia Nidy. Obecnoœæ l¹dolodu zlodowacenia Nidy na badanym obszarze pozostaje jednak kwesti¹ dyskusyjn¹. Rynna subglacjalna rozpoznana wierceniem w Sierczynku (otw. 46) okaza³a siê a o 60 m g³êbsza od dot¹d przyjmowanej, a jej osi dotychczas spodziewano siê oko³o 4,5 km dalej ku po³udniowemu zachodowi. Ca³kowicie niespodziewane by³o stwierdzenie g³êbokiej rynny subglacjalnej w Silnej (otw. 14). Na podstawie danych z otworu we M³ynie Krzy kówku (otw. 23), przesuniêto o 1,75 km ku pó³nocnemu wschodowi dotychczas przyjmowany przebieg osi rynny subglacjalnej, a jej g³êbokoœæ okaza³a siê przynajmniej o 65 m wiêksza od dot¹d spodziewanej. Rynny te (z wyj¹tkiem rynny z Silnej) okaza³y siê terenem podatnym na tworzenie form dolinnych i rynnowych równie w m³odszych piêtrach plejstoceñskich. Osady rzeczne i limniczne interglacja³u wielkiego i eemskiego stwierdzono w rynnie jezior zb¹szyñskich. Z du ym prawdopodobieñstwem nale y spodziewaæ siê ich w dolinie, powtarzaj¹cej przebieg rynny subglacjalnej w Sierczynku. Wobec niedostatecznych informacji niejednoznaczna jest interpretacja stratygrafii utworów zlodowaceñ œrodkowopolskich. Brak jest podstaw do wyodrêbnienia utworów interglacja³u lubawskiego (lubelskiego) oraz zlodowacenia Odry, którego gliny i osady wodnolodowcowe mog³y zostaæ opisane ³¹cznie z utworami zlodowacenia Sanu 2. W sondach i otworach wiertniczych na powierzchni obszaru ca³ego arkusza przeœledzono stropow¹ powierzchniê glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y, które pod przykryciem osadów piaszczysto- - wirowych wystêpuj¹ na niemal ca³ym badanym terenie. Obserwacje form o ró nej genezie, powsta³ych podczas zaniku l¹dolodu, pozwalaj¹ na zinterpretowanie przebiegu wieloetapowej deglacjacji frontalnej. Na przedpolu l¹dolodu stwierdzono osady wodnolodowcowe, nale ¹ce do trzech poziomów sandrowych, z których najm³odszy reprezentuje utwory rzeczne i wodnolodowcowe. Wykazano, e wspó³czesna dolina Obry jest m³od¹, p³ytk¹ form¹, wykorzystuj¹c¹ dolinê wód roztopowych. 64

65 W dalszym ci¹gu niedostatecznie rozwi¹zane pozostaj¹ nastêpuj¹ce problemy: przebieg rynien subglacjalnych zlodowaceñ po³udniowopolskich; zasiêg stref zaburzeñ glacitektonicznych, w tym geneza form morenowych w Piotrach; budowa geologiczna utworów paleogenu i neogenu oraz plejstocenu (starszych od zlodowacenia Wis³y) centralnej czêœci obszaru arkusza; obecnoœæ utworów zlodowacenia Odry. Opracowano w Oddziale Œwiêtokrzyskim Pañstwowego Instytutu Geologicznego Pañstwowego Instytutu Badawczego Kielce, 2008 r. Zak³ad Kartografii Geologicznej Struktur P³ytkich Pañstwowego Instytutu Geologicznego Pañstwowego Instytutu Badawczego w Warszawie LITERATURA Alexowsky W., 1996 Czwartorzêdowy system rynnowy na u ycach i jego geneza (Verlaufund Genese uartärer Rinnensysteme in der Lausitz). Prz. Geol., 44, 12: van Andel T.H., 1991 Historia ziemi i dryf kontynentów. 1. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa: Badura J., Czerwonka J.A., Krzyszkowski D., Przybylski B., 1998 Geneza i wiek g³êbokich rynien erozyjnych na Równinie Grodkowskiej, Nizina Œl¹ska, Polska po³udniowo-zachodnia. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 385: Badura J., Przybylski B., 1999 Pliocene to Middle Pleistocene fluvial series in the East part of Sudetic Foreland. uater. Stud. of Poland (Special Issue): Badura J., Przybylski B., 2002 Wielofazowy rozwój zaburzeñ glacitektonicznych na Dolnym Œl¹sku. Zesz. Nauk. Uniw. Zielonogór., 129: Bartkowski T., 1956 Z zagadnieñ geomorfologicznych okolicy Miêdzyrzecza. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 3: Bartkowski T., 1959 Z morfogenezy obszaru kemowego na wschód od Pszczewa. Zesz. Nauk. UAM w Poznaniu, 21, Geogr., 2: Bartkowski T., 1961 Z problematyki tzw. Poziomów wysoczyznowych w Wielkopolsce œrodkowej. Zesz. Nauk. UAM W Poznaniu. Geogr., 3: Bartkowski T., 1963 O formach rozciêcia marginalnego i niektórych formach strefy marginalnej na Nizinie Wielkopolskiej. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 11: Bartkowski T., 1967 O formach strefy marginalnej na Nizinie Wielkopolskiej. Pr. Komis. Geogr.-Geol. Wydz. Mat.-Przyr. PTPN, 7, 1: Bartkowski T., 1970 Wielkopolska i Œrodkowe Nadodrze. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Bartkowski T., 1972 Budowa wewnêtrzna form strefy marginalnej na obszarze ostatniego zlodowacenia na Ni u Polskim. Pr. Komis. Geogr.-Geol. Wydz. Mat.-Przyr. PTPN, 13, 1:

66 B ³ aszkiewicz A., Cieœliñski S., 1973 Kreda górna. W: Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik. Wyd. Geol., Warszawa. Ciuk E., 1970 Schematy litostratygraficzne trzeciorzêdu Ni u Polskiego. Kwart. Geol., 14, 4: Ciuk E., 1974 Schematy litostratygraficzne paleogenu Polski poza Karpatami i zapadliskiem przedkarpackim. Biul. Inst. Geol., 281: Czerwonka J., 1974 Badania granulometryczno-petrograficzne osadów kenozoicznych. Opracowanie specjalne dla Mapy geologicznej Polski 1: , ark. Œwiebodzin. Centr. Arch. Geol., PIG PIB, Warszawa. Czerwonka J. A., 1998 Litostratygrafia glin lodowcowych: uwagi metodyczne. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 385: Czerwonka J. A., Dobosz T., Haisig J., Krzyszkowski D., Wilanowski S., 1998 Stratygrafia i petrografia glin lodowcowych w miêdzyrzeczu Odry i Warty, Polska po³udniowo-zachodnia. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 385: Dadlez R., Marek S., 1974 Polska pó³nocno-zachodnia i œrodkowa. W: Budowa geologiczna Polski. 4. Tektonika.1. Ni Polski. Wyd. Geol., Warszawa. Dammer B., 1931 Erläuterungen zur geologisch-morphologischen Übersichtskarte der südlichen Neumark und angrenzender Gebiete 1: Preuss. Geol. Landesanstalt. Berlin. Dembowska J. (red.), 1972 Sulechów IG-1, Zb¹szynek IG-1, Miêdzychód IG-1. W: Profile G³êb. Otw. Wiertn. Inst. Geol., 2. Dyjaczyñski K., Mamczur S., Radecki S., 1997 Nowe perspektywy poszukiwañ z³ó gazu ziemnego w utworach wapienia cechsztyñskiego na monoklinie przedsudeckiej. Prz. Geol., 45, 12. Dyjor S., Pruc K., 1978 Budowa geologiczna zaburzonej glacitektonicznie strefy Sieniawy. Acta Univ. Wratisl Pr. Geol.-Mineral., 5: Gogo ³ ek W., 1994 Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Buk (470). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Grycko M., Iciek A., 2002 Dokumentacja badañ geoelektrycznych. Temat: Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski w skali 1:50 000, arkusz Trzciel (467). Centr. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Jaroszewski W., 1991 Rozwa ania geologiczno-strukturalne nad genez¹ deformacji glacitektonicznych. Ann. Soc. Geol. Pol., 61, 3 4: Karnkowski P., 1975 Basen permski Ni u Polskiego potencjalny obszar poszukiwañ naftowych. Nafta, 31, 3 4. Karoñ R., 2002 Wyniki analizy palinologicznej próbek osadów z otworów wiertniczych z arkusza Trzciel Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1: Centr. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Keil M., 1996 Hydrogeologia rynien czwartorzêdowych (Hydrogeologie uartärer Rinnen Kurzfassung). Prz. Geol., 44, 12. Keilhack K., 1910 Ergebnisse von Bohrungen. Jahrbuch der Königlich Preussischen Geologischen Landesanstalt zu Berlin für das Jahr 1907, 28. Berlin. Kinas R., 2004a Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Lwówek (468). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] 66

67 Kinas R., 2004b Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lwówek (468). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Klimko R., 1973 Morfogeneza zachodniej czêœci Miêdzyrzecza Warciañsko Noteckiego w œwietle nowych badañ. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach., Ser A, 26: Kondracki J., 2002 Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Kowalska A., 1954 Przegl¹dowa Mapa Geologiczna Polski 1: , ark. Zb¹szyñ, wyd. B mapa bez utworów czwartorzêdowych (ark. Trzciel 1: ). Centr. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Kowalska A., Sobczak H., 1969 Materia³y archiwum wierceñ. Ark. Zb¹szyñ Przegl¹dowej Mapy Geologicznej Polski 1: , 16. Inst. Geol., Warszawa. Kozarski S., 1986 Skale czasu a rytm zdarzeñ geomorfologicznych Vistulianu na Ni u Polskim. Czas. Geogr., 57, 2: Kozarski S., 1995 Deglacjacja pó³nocno-zachodniej Polski: Warunki œrodowiska i transformacja geosystemu (~20 KA10 KA BP). Dok. Geogr. PAN, 1. Kraiñski A., 2002 Zastoisko zb¹szyñsko-nowosolskie. Prz. Geol., 50, 8: Krajniak J.J., 1998 Jeziora Pszczewskiego Parku Krajobrazowego. Wyd. Homini. Bydgoszcz Miêdzyrzecz. Krawczyk J., Tkaczyk A.M., 1997 Czwartorzêdowe struktury rynnowe rejonu niecki wroc³awskiej w œwietle badañ geofizycznych elektrooporowych. Prz. Geol., 45, 4: Krygowski B., 1975 Niektóre problemy morfodynamiki Niziny Wielkopolskiej. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. Ser. A, 27: Kucharewicz J., Michalska E., 1976 Mapa Geologiczna Polski 1: , ark. Œwiebodzin, wyd. B. (Mapa podstawowa, ark. Trzciel 1:50 000). Inst. Geol., Warszawa. Kucharewicz J., Michalska E., 1977 Objaœnienia do Mapy Geologicznej Polski 1: , ark. Œwiebodzin. Inst. Geol., Warszawa. Kupetz M., Schubert G., Seifert A., Wolf L., 1989 uartarbasis, pleistozäne Rinnen und Beispiele glazitektonischer Lagerungsstörungen im Niederlausitzer Braunkohlengebiet. Geopro. H 11: Kupetz M., 2000 Exkursion B 2. Der Muskauer Faltenbogen: Geologie, Glazitektonik und Bergbau. In: Stackebrandt W., Lorenc St. (Eds.) Tagungsband zur 9. Jahrestagung der Gesellschaft für Geowissenschaften e.v. Frankfurt/O S³ubice, GGW, 209 (2000), Berlin: Lindner L. (red.), 1992 Czwartorzêd. Osady. Metody badañ. Stratygrafia. Wyd. PAE, Warszawa. Lippstreu L., 1995 VI. Brandenburg. In: Das uartär Deutschlands: Berlin Stuttgart. Lippstreu L., Hermsdorf N., Sonntag A., Thieke H.U., 1994 Zur Gliederung der quartären Sedimentabfolgen im Niederlausitzer Braunkohlentagebau Janschwalde und in seinem Umfeld Ein beitrag zur Gliederung der Saale-Kaltzeit in Brandenburg. Brandenburgische Geowissenschaftliche Beitrage, l: Lippstreu L., Hermsdorf N., Sonntag A., 1997 Geologische Übersichgtskarte des Landes Brandenburg 1: , LGR, Brandenburg. Lisicki S., 2002 Uwagi do: Micha³owska M., Mas³owska M. (2002). Badania litologiczno petrograficzne osadów czwartorzêdowych dla arkusza Trzciel (467) Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1: Centr. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Marek S., Pajchlowa M. (red.), 1997 Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. Pr. Pañstw. Inst. Geol.,

68 Markiewicz A., 1999 Neotektoniczne za³o enia kopalnych rynien czwartorzêdowych Œrodkowego Nadodrza (SW Polska). Prz. Geol., 47, 9. Mas ³ owska M., 1999 Charakterystyka litologiczna glin zwa³owych rejonu Polski pó³nocno-zachodniej. Prz. Geol., 47, 10: Mas ³ owska M., Micha ³ owska M., 1995 Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzêdowych dla Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Trzciñsko Zdrój. Arch. Oddz. Geol. Morza PIG-PIB, Gdañsk. Mas ³ owska M., Micha ³ owska M., 1999 Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzêdowych dla Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, arkusze: Seelow, Kostrzyñ, S³oñsk. Arch. Oddz. Geol. Morza PIG-PIB, Gdañsk. Michalska-Winnicka K., 2000 Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Zb¹szynek (503). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Michalska E., Nitka B., Winnicki J., Mapa Geologiczna 1: (dla Mapy Geologicznej Polski 1: , ark. Œwiebodzin). Centr. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Michalska E., Nitka B., Winnicki J., 1976 Mapa Geologiczna Polski 1: , ark. Œwiebodzin, wyd. A. (Mapa podstawowa, ark. Trzciel 1:50 000). Inst. Geol., Warszawa. Micha ³ owska M., Mas ³ owska M., 2002 Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzêdowych dla arkusza Trzciel (467). Centr. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Mojski J. E., 1982 Geological section across the Holocene sediments in the northern and easten parts of the Vistula Deltaic Plain. Geogr. Stud., (Spec. Issue) 1. Mojski J.E., 2005 Ziemie polskie w czwartorzêdzie. Zarys morfogenezy. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa Piotrowski J. A., 1994 Tunnel-valley formation in northwest Germany geology, mechanisms of formation and subglacial bed conditions for the Bornhoyed tunnel valley. Sedimentary Geology, 89: Piwocki M., Olkowicz-Paprocka I., 1987 Litostratygrafia paleogenu, perspektywy i metodyka poszukiwañ bursztynu w pó³nocnej Polsce. Biul. Inst. Geol., 356: Piwocki M., Ziembiñska-Tworzyd³o M., 1995 Litostratygrafia i poziomy sporowo-py³kowe neogenu na Ni u Polskim. Prz. Geol., 43, 11: Piwocki M., Ziembiñska-Tworzyd ³ o M., 1997 Neogene of the Polish Lowlands lithostratigraphy and pollen-spore zones. Geol. uater., 41, 1: Po aryski W., (red.), 1977 Jednostki tektoniczne Polski. W: Geologia Polski. 4. Tektonika. Inst. Geol., Warszawa: Romanek A., 2002 Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Miêdzychód (429). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Rühle E., 1948 Przegl¹dowa Mapa Geologiczna Polski 1: , ark. Zb¹szyñ, wyd. A. Mapa Geologiczna 1: , ark. Trzciel. Centr. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Salwa S., 2008a Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Miêdzyrzecz (466). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Salwa S., 2008b Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Miêdzyrzecz (466). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] 68

69 Schulz G., 1929 Die Lagerungsverhältnisse des Braunkohleführenden Tertiärs und Diluviums in der östlichen Mark, Braunkohle, Bd. 28, Halle a/s: 61 68, 85 93, Schwab G., Ludwig A. O., 1996 Zum Relief der uartiärbasis in Norddeutschland- Bemerkungen zu einer neuen Karte. Z. Geol. Wiss., 24, 3/4: Stankowski W., 2000 Problemy geologii kenozoiku Wielkopolski. W: Przew. 71. Zjazdu Pol. Tow. Geol., Poznañ: Studencki M., 2000 Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Trzemeszno Lubuskie (465). Centr. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Studencki M., Salwa S., 1996 Projekt prac geologicznych dla opracowania arkuszy: Bledzew (427), Trzemeszno Lubuskie (465), Miêdzyrzecz (466), Trzciel (467) Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1: Centr. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Tobolski K., 1962 Próba okreœlenia wieku wydm metod¹ palynologiczn¹. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach., 10: Tobolski K, 1989 Holoceñskie transgresje Ba³tyku. PAN Komitet Badañ Morza. Stud. Mater. Ocean., 56. Geol. Morza, 4: Urbañski K., 1999 uaternary Geology of the Sudetic Foreland between the Nysa u ycka and Bóbr rivers, southwestern Poland. Geol. Sudet., 32, 2. Walkiewicz Z., 1984 Trzeciorzêd na obszarze Wielkopolski. UAM. Ser. Geol., 10: Z³onkiewicz Z., 2000a Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Skwierzyna (428). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Z ³ onkiewicz Z., 2000b Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Skwierzyna (428). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] ynda S., 1978 Geomorfologia Wysoczyzny Lubuskiej. W: Przew. 50. Zjazdu Pol. Tow. Geol., Zielona Góra:

70 15o45 52o 30 Tablica I 16o00 III III 52o 30 j. III Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1: Ark. Trzciel (467) I SZKIC GEOMORFOLOGICZNY III Pszczew Skala 1: Lewice III J. II Formy lodowcowe J. Formy eoliczne Równiny piasków przewianych Wysoczyzna morenowa płaska J. Moreny czołowe: Silna J. Formy rzeczne a. przeważnie akumulacyjne Dna dolin rzecznych i tarasy zalewowe J. b. przeważnie spiętrzone J. Formy denudacyjne Formy utworzone w strefie martwego lodu J. Pagórki morenowe przekształcone Moreny martwego lodu III Ostańce J. Formy wodnolodowcowe Formy utworzone przez roślinność J. Równiny torfowe Równiny sandrowe: J. J. I poziom I (stożek sandrowy) II poziom II III poziom III Krawędzie i stoki Formy antropogeniczne Wały przeciwpowodziowe, groble, nasypy s Dna stawów Grodziska III Wały odsypowe Miedzichowo Ozy, formy akumulacji szczelinowej Opracował: Z. ZŁONKIEWICZ TRZCIEL Kemy Rynny subglacjalne Rynny subglacjalne wykorzystane przez rzeki i częściowo przez nie przekształcone J. Doliny wód roztopowych 52o I 20 15o45 52o 20 16o km Zagłębienia powstałe po martwym lodzie Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2012