BADANIA FIZJOGRAFICZNE NAD POLSK ZACHODNI Seria A Geografia Fizyczna, Tom 58: 21 30 2007 JOLANTA CZERNIAWSKA ROZWÓJ DOLINY DOLNEJ UPAWY W PÓ NYM PLEJSTOCENIE ZARYS TREŒCI W dolinie dolnej upawy, po³o onej w strefie marginalnej l¹dolodu fazy gardnieñskiej, stwierdzono wystêpowanie osadów sedymentacji glacilimnicznej. Faza jeziorna w dolnym odcinku upawy na podstawie wczeœniejszych badañ ROTNICKIEGO (2001) wi¹zana jest z okresem miêdzy 14 700 a 14 300 lat BP. Wynika z tego, e zbiornik istnia³ nie d³u ej ni 400 lat. W rzeÿbie omawianego odcinka doliny upawy wydzielono trzy poziomy terasowe, z których osady najstarszego zosta³y przekszta³cone w stropowej czêœci przez procesy eoliczne. WSTÊP Dolina upawy jest jedn¹ z wa niejszych dolin pó³nocnego sk³onu Pomorza. Górny jej odcinek ukszta³towa³ siê w strefie moren czo³owych uformowanych podczas fazy pomorskiej ostatniego piêtra zimnego. Natomiast ujœciowy fragment doliny rozci¹ga siê w strefie marginalnej l¹dolodu fazy gardnieñskiej, datowanej przez ROTNICKIEGO (2001) na 14 700 14 500 lat BP. ródliskowy odcinek rzeki po³o ony jest na Pojezierzu Kaszubskim, gdzie wyp³ywa potok o nazwie Obrowa, przyjmowany za pocz¹tek upawy (AUGUSTOWSKI 1984) i uchodz¹cy dalej do jeziora Jasieñ. Za pocz¹tek upawy przyjmowany jest tak e dopiero odp³yw z jeziora Jasieñ. W swym biegu od pó³nocnego sk³onu garbu pojeziernego po ujœcie do morza w Rowach upawa, podobnie jak inne doliny Przymorza, czêsto zmienia kierunki biegu, które mog¹ wynikaæ z tego, e znaczn¹ czêœæ dolin stanowi¹ obni enia zró nicowane genetycznie i wiekowo, zwi¹zane g³ównie z odp³ywem marginalnym i proglacjalnym (PIASECKI 1976, 1982; FLOREK 1993; SYLWESTRZAK 1978; MARSZ 1984). Dno doliny upawy w analizowanym dolnym odcinku, po³o onym na wschód od wzniesienia Rowokó³ (rys. 1), w strefie marginalnej l¹dolodu fazy gardnieñskiej, osi¹ga szerokoœæ od ok. 800 m do 1,2 km. Dolina rozcina wysoczyznê, po³o on¹ na wysokoœci od 20 do 35 m n.p.m., a przy samym wylocie na Nizinê Gardnieñsk¹- ebsk¹ w okolicach Smo³dzina równie moreny czo³owe fazy gardnieñskiej, których wzniesienia osi¹gaj¹ wysokoœci od 30 do 115 m n.p.m. (Rowokó³). W obrêbie omawianego odcinka doliny upawy wystêpuj¹ trzy poziomy, z których dwa starsze z pewnoœci¹ nale y wi¹zaæ z sedymentacj¹ osadów rzeki roztokowej u schy³ku piêtra Wis³y (CZERNIAWSKA 1996). Z dwóch wymienionych poziomów nadzalewowych starszy po³o ony jest na wysokoœci 8,5 13,5 m n.p.m., a m³odszy le y ni ej, na wysokoœci 5,5 12,0 m n.p.m., i w czêœci pó³nocnej przechodzi w poziom aluwialnego sto ka upawy. Trzeci, najm³odszy poziom terasowy po³o ony jest w prze-
22 JOLANTA CZERNIAWSKA Rys. 1. Lokalizacja obszaru badañ strefa moren czo³owych l¹dolodu fazy gardnieñskiej Fig. 1. Location of research area Gardno phase end moraine dziale wysokoœci 5 10 m n.p.m. i stanowi terasê zalewow¹, ukszta³towan¹ przez rzekê meandruj¹c¹, o czym œwiadcz¹ wystêpuj¹ce na jej powierzchni paleomeandry, z których najstarszy w tej czêœci doliny pochodzi z okresu subborealnego: 4440±120 lat BP (GD-2257) (FLOREK 1992). W pod³o u wymienionych teras pomiêdzy miejscowoœciami Smo³dzino i Siecie stwierdzono osady glacilimniczne (CZERNIAWSKA 1999, 2005). UKSZTA TOWANIE POWIERZCHNI PODCZWARTORZÊDOWEJ Obraz rzeÿby podczwartorzêdowej dna doliny dolnej upawy widoczny jest na mapie ukszta³towania powierzchni podczwartorzêdowej na obszarze Niziny Gardnieñsko- ebskiej (BORÓWKA, ROTNICKI 1995). Z przedstawionej mapy wynika, e pod³o e czwartorzêdu w obrêbie badanego odcinka doliny upawy spoczywa na g³êbokoœci od 80 do 100 m p.p.m. Chocia treœæ mapy, jak zastrzegaj¹ autorzy artyku³u, jest bardzo ogólna i w znacznej mierze hipotetyczna, to wyraÿnie daje siê na niej zauwa yæ, e analizowany fragment doliny po³o ony jest nad jednym z trzech przebiegaj¹cych po³udnikowo obni eñ powierzchni podczwartorzêdowej o charakterze rynien, które wi¹zane s¹ z erozyjn¹ dzia³alnoœci¹ wód subglacjalnych (BORÓWKA, ROTNICKI 1995). G³êbokoœæ obni eñ siêga ok. 200 m p.p.m. Na po³udnie od objêtego badaniami odcinka doliny upawy, w dalszej czêœci doliny powierzchnia podczwartorzêdowa podnosi siê do wysokoœci 0 m n.p.m., tworz¹c wyniesienie w pod³o u osadów czwartorzêdowych. Trudno powiedzieæ, czy ta kopalna forma wklês³a ulega³a odnawianiu w kolejnych okresach czwar-
Rozwój doliny dolnej upawy w póÿnym plejstocenie 23 torzêdu przez procesy erozji rzecznej lub wodnolodowcowej. Nie wiadomo wiêc, czy omawiany odcinek doliny upawy ma za³o enia starsze, czy mo e jego po³o enie nad kopalnym obni eniem jest przypadkowe. Faktem jest jednak, e po³o enie doliny S³upi w okolicach S³upska jest uwarunkowane rzeÿb¹ podczwartorzêdow¹ (MOJSKI, OR OW- SKI 1978; OR OWSKI 1983). Analizuj¹c po- ³o enie, kszta³t i osady wype³niaj¹ce obni enie w powierzchni podczwartorzêdowej, MOJSKI i OR OWSKI (1978) wykazali, e dolina S³upi we wspomnianym rejonie po³o ona jest nad plejstoceñsk¹ form¹ o genezie rynnowej, która powsta³a podczas zlodowacenia po³udniowopolskiego i by³a odpreparowywana w kolejnych glacja³ach. Forma ta rozcina powierzchniê po³o on¹ na wysokoœci od 20 do 80 m p.p.m., osi¹gaj¹c g³êbokoœæ od 60 do ponad 100 m, a wiêc le y na rzêdnych od 80 do 180 m p.p.m. Jej szerokoœæ wynosi od 1 do 1,5 km. G ÓWNE SERIE OSADOWE PIÊTRA WIS Y Osady piêtra Wis³y zosta³y dobrze rozpoznane na Nizinie Gardnieñsko- ebskiej, m.in. tak e w rejonie aluwialnego sto ka upawy, w obrêbie którego czêœciowo po³o ony jest omawiany dolny odcinek doliny. Szczegó³ow¹ historiê badañ czwartorzêdu i osadów piêtra Wis³y na terenie niziny przedstawili wczeœniej inni autorzy (ROSA 1963; ROTNICKI, BORÓWKA 1990, 1991, 1994a, b, 1995a, b; BO- RÓWKA, ROTNICKI 1995, 1997; BORÓWKA 1995; TOBOLSKI 1975, 1979, 1989). Jak wynika z opracowanej przez ROT- NICKIEGO (2001) chronostratygrafii tego piêtra dla niziny na omawianym obszarze zachowa³y siê œlady czterech zdarzeñ glacjalnych, z których najstarsze wi¹zane jest ze stadia³em kaszubskim, wydzielonym przez MOJSKIEGO (1985) w podziale stratygraficznym plejstocenu Polski. Depozycja gliny dolnego vistulianu by³a poprzedzona akumulacj¹ piasków i wirów wodnolodowcowych, których mi¹ szoœæ siêga maksymalnie 17 m (BORÓWKA, ROTNICKI 1995, 1997; ROTNICKI, BORÓWKA 2000a, b). Na wspomnianej glinie zalega drobnopiaszczysta seria rzeczna, której gruboœæ dochodzi do 32 m. Jest ona przewarstwiana mu³kami i zawiera miejscami rozproszon¹ materiê organiczn¹. Zdaniem ROTNICKIEGO (2001) seria ta mog³a powstaæ w wyniku akumulacyjnej dzia³alnoœci pra- eby i pra- - upawy, które tworzy³y rozleg³e sto ki nap³ywowe na Nizinie Gardnieñsko- ebskiej. Kolejne zdarzenie glacjalne, które mia- ³o miejsce w dolnym plenivistulianie, reprezentowane jest przez glinê zwa- ³ow¹ o mi¹ szoœci ok. 5 m, wi¹zan¹ stratygraficznie ze stadia³em przedgrudzi¹dzkim MOJSKIEGO (1985). M³odsze osady, pochodz¹ce ze œrodkowego plenivistulianu, s¹ szeroko rozprzestrzenione na nizinie i obejmuj¹ (ROTNICKI, BORÓWKA 2000a, b) kilkunastometrowej mi¹ szoœci seriê piaszczyst¹, która wystêpuje tak e w obrêbie sto ka aluwialnego upawy, gdzie osady te s¹ najgrubsze, wykszta³cone w postaci gruboziarnistych piasków i wirów. W miarê oddalania siê od wymienionej formy omawiana seria przechodzi w piaski drobno- i bardzo drobnoziarniste, które przewarstwiane s¹ czêsto mu³kami, torfami i zawieraj¹ rozproszon¹ materiê organiczn¹. Wiek tej serii zosta³ okreœlony miêdzy > 42 000 (Gd-5525) a 22 300 ± 700 lat BP (Gd-4581) (ROTNICKI, BORÓWKA 1994a, b, 1995a, b) i dlatego jej pozycja stratygraficzna odpowiada interstadia³owi grudzi¹dzkiemu MOJSKIEGO (1985), a geneza zwi¹zana jest z dzia- ³alnoœci¹ g³ównie pra- eby i pra- upawy, które najprawdopodobniej formowa³y wielkie sto ki nap³ywowe na tym obszarze (ROTNICKI 2001). Opisy-
24 JOLANTA CZERNIAWSKA wane osady piaszczyste zosta³y znalezione tak e w dolinie dolnej upawy przez ROTNICKIEGO (2001). Buduj¹ one m.in. wy szy kopalny poziom dna doliny (rys. 2). Stropowa czêœæ tego poziomu zbudowana jest z grubszego materia³u, reprezentowanego przez piaski ró noziarniste z domieszk¹ wiru. W obrêbie tej formy wystêpuje torf i zalegaj¹cy pod nim piaszczysto-organiczny materia³, których mi¹ szoœæ wynosi ok. 30 cm. Wiek torfu okreœlono metod¹ 14 C na 29 500±800 lat BP (Gd-6844) (ROTNICKI 2001). Sytuacja geologiczna i wiek omawianych osadów rzecznych nie potwierdzaj¹ pogl¹du ROSY (1964), wed³ug którego dolina upawy jest dolin¹ m³od¹ i pojawi³a siê dopiero po ostatnim zlodowaceniu. Dolny, analizowany odcinek doliny upawy musia³ czêœciowo istnieæ ju w œrodkowym plenivistulianie. Górny plenivistulian, nazywany przez MOJSKIEGO (1985) stadia³em g³ównym, reprezentowany jest na nizinie przez wirowo-kamienisty bruk rezydualny, który pozosta³ po rozmyciu gliny zwa³owej fazy leszczyñsko-pomorskiej, mieszcz¹cej siê na tym obszarze w przedziale 22 300 15 000 lat 14 CBP(ROTNICKI, BORÓW- KA 1994a, 1995a, b, 2000a, b; ROTNICKI 2001). Na WysoczyŸnie S³upskiej, któr¹ rozcina upawa, glina zwa³owa fazy leszczyñsko-pomorskiej pokrywa starsz¹ rzeÿbê cienk¹ warstw¹ o gruboœci od 1,5 do 4 m. W dolnym odcinku doliny upawy w powierzchni dna zbiornika zastoiskowego, który funkcjonowa³ miêdzy Stojcinem a Sieciem, wystêpuj¹ m.in. piaski ró noziarniste z domieszk¹ wiru. S¹ one po³o one w rozciêciu gliny zwa³owej fazy leszczyñsko-pomorskiej, a wiêc s¹ od niej m³odsze. Ich sp¹g nie zosta³ osi¹gniêty, a mi¹ szoœæ tych utworów wynosi ponad 6 m. Typ osadów buduj¹cych pod³o e kopalnego zastoiska œwiadczy o tym, e pojawi³o siê ono na powierzchni polodowcowej, zbudowanej g³ównie z gliny leszczyñsko-pomorskiej, a wiêc na powierzchni s³abo zmodyfikowanej przez upawê. Charakterystyczne jest to, e na glinie zwa³owej fazy leszczyñsko-pomorskiej prawie nie spotyka siê piasków rzecznych z okresu pomiêdzy recesj¹ l¹dolodu tej fazy a powstaniem zastoiska fazy gardnieñskiej. Jedynie w kilku otworach znaleziono bruk na glinie leszczyñsko-pomorskiej. Na podstawie tego mo na wnioskowaæ, e w wielu miejscach zastoisko pojawi³o siê na œwie ej powierzchni poglacjalnej, której nie przekszta³ci³a dzia³alnoœæ rzeki. W niektórych miejscach to przekszta³cenie polega³o jedynie na wyciêciu w niej erozyjnych poziomów w poglacjalnej powierzchni. Gdzie mo na upatrywaæ przyczyny tego faktu? Jest wysoce prawdopodobne, e w dolinie dolnej upawy spod cofaj¹cego siê l¹dolodu fazy leszczyñsko-pomorskiej wy³oni³a siê nierówna powierzchnia gliny zwa³owej, po³o ona np. w odcinku pó³nocnym najni ej w czêœci zachodniej. Jedynie to obni enie wykorzystywa³a upawa. Niewykluczone, e te nierównoœci przysz³ego dna zastoiska przetrwa³y okres depozycji mu³ków oraz i³ów glacilimnicznych i reprodukowa³y siê w ich powierzchni. Najm³odsze zdarzenie glacjalne, jakim by³a transgresja l¹dolodu fazy gardnieñskiej, zaznaczy³a swoj¹ obecnoœæ na Nizinie Gardnieñsko- ebskiej w postaci cienkiej pokrywy gliny, która zachowa³a siê w wielu miejscach na nizinie, m.in. na pó³nocnym stoku moren czo³owych oraz jako erozyjny bruk rezydualny, wed³ug ROTNICKIEGO i BORÓWKI (1994a, 1995a, b) bêd¹cy pozosta³oœci¹ po tej glinie. Badania petrograficzne przeprowadzone przez JASIEWICZA (2001) dowodz¹ wyraÿnej odrêbnoœci stratygraficznej tej gliny, a tym samym tak e samej fazy gardnieñskiej. Transgresja l¹dolodu tej fazy spowodowa³a nie tylko
Rozwój doliny dolnej upawy w póÿnym plejstocenie 25 Rys. 2. Przekrój geologiczny w dolinie dolnej upawy œrodkowa czêœæ zastoiska Zlodowacenie Warty: 1 mu³ki z fazy transgresji, 2 glina zwa³owa, 3 piaski i wiry gliniaste; plenivistulian: 4 rzeczne piaski œrednioziarniste i drobnoziarniste, 5 rzeczne piaski ró noziarniste ze wirem, 6 torf; faza leszczyñsko-pomorska: 7 glina zwa³owa, 8 piaski i wiry gliniaste; faza gardnieñska: 9 rzeczne piaski drobnoziarniste, 10 i³y warwowe 11 mu³ki piaszczyste, 12 przewarstwienia wirowo-piaszczyste, 13 glina gardnieñska; górny v i s t u l i a n i h o l o c e n: 14 piaski ró noziarniste buduj¹ce liczne sekwencje utworów rzecznych drobniej¹cych ku górze; i n n e: 15 otwory geologiczne i ich numery Fig. 2. Geological cross-section central part of ice-dammed lake Warta glaciation: 1 glaciolacustrine clay, 2 glacial till, 3 sand with gravel; plenivistulian: 4 fine and medium sand, 5 coarse-grained sands with gravel, 6 peat; leszno-pommeranian phase: 7 glacial till, 8 sand with gravel; gardno phase: 9 fine sand, 10 glaciolacustrine clay, 11 glaciolacustrine sandy silts, 12 sand and gravel interbeddings, 13 glacial till; u p p e r v i s t u l i a n a n d h o l o c e n e: 14 fluwial sands of different grain-size; o t h e r: 15 boreholes and its numbers
26 JOLANTA CZERNIAWSKA powstanie spiêtrzonego ci¹gu moren czo³owych w obrêbie kopalnej krawêdzi oddzielaj¹cej obszar Niziny Gardnieñsko- ebskiej od po³o onej na po³udniu Wysoczyzny S³upskiej, ale tak e zamkniêcie ujœcia doliny upawy, co w konsekwencji doprowadzi³o do powstania przykrawêdziowego jeziora zastoiskowego (CZERNIAWSKA 1999, 2005). Powstawanie jezior zastoiskowych towarzyszy³o równie recesji l¹dolodu tej fazy, których osady wystêpuj¹ pod delt¹ upawy (ROTNICKI, BORÓWKA 1995a). Trudno okreœliæ czas funkcjonowania zbiornika w dolinie dolnej upawy. Bior¹c jednak pod uwagê wiek fazy gardnieñskiej oraz wiek pierwszej postgardnieñskiej fazy recesyjnej, przypadaj¹cej na 14 300 14 000 lat BP (ROTNICKI 2001), mo na przyj¹æ, e jezioro powsta³o miêdzy 14 700 a 14 300 lat BP i istnia³o nie d³u ej ni 400 lat. Recesja l¹dolodu spowodowa³a odblokowanie doliny upawy, sp³yniêcie wód zastoiska i stopniowy jego zanik. upawa skierowa³a wody na obszar wolny od lodu, znajduj¹cy siê dzisiaj w obrêbie Niziny Gardnieñsko- ebskiej. Tutaj zaczê³a formowaæ rozleg³y sto ek nap³ywowy, który zacz¹³ funkcjonowaæ ju w drugiej postgardnieñskiej fazie recesyjnej (14 000 13 250 lat BP). Œwiadczy o tym najstarsze organiczne wype³nienie koryta, datowane na 13 800 ± 270 lat BP (Gd-6117) (ROT- NICKI, BORÓWKA 1995a). Aluwialny sto ek by³ jeszcze formowany przez znaczn¹ czêœæ holocenu, co potwierdza jedno z m³odszych organicznych wype³nieñ koryt, wystêpuj¹cych na powierzchni sto - ka, którego wiek wynosi 6700±70 lat BP (Gd-55601) (ROTNICKI, BORÓWKA 1995a). Na osadach kompleksu zastoiskowego, jaki siê uformowa³ w zbiorniku doliny dolnej upawy, poza jednym otworem, w którym osady zastoiskowe dochodz¹ do dzisiejszej powierzchni, zalega piaszczysto- wirowa pokrywa osadów rzecznych upawy, której mi¹ szoœæ jest zró nicowana i mieœci siê w przedziale od 1 m w po³udniowej czêœci obszaru badañ do 11 m w pó³nocnej czêœci. Granica pomiêdzy osadami kompleksu zastoiskowego a osadami rzecznymi pokrywaj¹cymi ten kompleks jest prawie na ca³ym opisywanym terenie wyraÿnie widoczna. Najczêœciej na serii zastoiskowej zalegaj¹ gruboziarniste, piaszczysto- wirowe osady rzeczne. Pokrywa aluwialna charakteryzuje siê wystêpowaniem licznych w pionie sekwencji drobnienia ziarna ku górze. Analiza uziarnienia omawianych osadów pokaza³a wyraÿnie jednocz³onow¹ sekwencjê, któr¹ mo na zaliczyæ do osadów facji korytowej. W stropie osadów buduj¹cych najstarszy poziom terasowy wystêpuje drobniejszy materia³, g³ównie piaski œrednioziarniste i drobnoziarniste, zalegaj¹ce miejscami na cienkiej warstwie gleby kopalnej, które prawdopodobnie podlega- ³y oddzia³ywaniu procesów eolicznych. Trudno wskazaæ, kiedy nast¹pi³o zeolizowanie stropu osadów aluwialnych. Byæ mo e okres wydmotwórczy w dolinie dolnej upawy mia³ miejsce w tym samym czasie, kiedy tworzy³y siê wydmy przy po³udniowo-wschodnim brzegu jeziora ebsko, o których pisze TOBOL- SKI (1972), czyli w m³odszym dryasie. UKSZTA TOWANIE POWIERZCHNI POD O A OSADÓW ZBIORNIKA ZASTOISKOWEGO Kopalny zbiornik zastoiskowy w dolinie dolnej upawy, o którym wczeœniej wspomniano, mia³ ok. 5 km d³ugoœci i od 1 do 1,5 km szerokoœci. Interesuj¹co przedstawia siê ukszta³towanie powierzchni pod³o a osadów tego zbiornika (rys. 3). W rzeÿbie pod³o a osadów glacilimnicznych rysuj¹ siê dwa, prawie rów-
Rozwój doliny dolnej upawy w póÿnym plejstocenie 27 Rys. 3. Ukszta³towanie powierzchni pod³o a osadów zastoiskowych Fig. 3. Surface configuration of the base of glaciolacustrine deposits nolegle do siebie usytuowane pod³u ne obni enia o charakterze dolinnym, które ci¹gn¹ siê wzd³u osi wspó³czesnej doliny upawy. Jedno z obni eñ (A), wyraÿnie zaznaczaj¹ce siê w rzeÿbie, po³o- one jest po stronie zachodniej, a rzêdna jego dna wynosi od 6 do 9 m p.p.m. Drugie natomiast, mniej rozleg³e i po³o- one nieco wy ej, na rzêdnej 5 m p.p.m., znajduje siê po stronie wschodniej (B), gdzie obecnie dolina upawy ³¹czy siê z pod³u nym i dzisiaj martwym obni- eniem dolinnym, którego wspó³czesna powierzchnia nachylona jest w kierunku wschodnim i s¹ na niej zachowane œlady koryt roztokowych. Jest bardzo prawdopodobne, e poziom wody w zbiorniku zastoiskowym zmienia³ siê. Niewykluczone wiêc, e podczas wy szych stanów wody dokonywa³ siê t¹ dolin¹ od-
28 JOLANTA CZERNIAWSKA p³yw wód okresow¹ rzek¹ roztokow¹. Omawiana dolina mog³a stanowiæ wiêc pewnego rodzaju kana³ ulgi i pe³niæ funkcjê regulatora poziomu wody w zbiorniku. Obydwa opisywane równoleg³e obni enia (A i B) s¹ rozdzielone p³askim wyniesieniem o charakterze wy szego, kopalnego poziomu dna doliny. Jest on wyraÿnie widoczny na przekroju geologicznym (rys. 1). Poziom ten jest po- ³o ony na rzêdnej +4 m n.p.m. i osi¹ga wzglêdn¹ wysokoœæ ok. 9 m. Forma ta po zachodniej stronie zbudowana jest z rzecznych utworów piaszczystych i piaszczysto- wirowych upawy. Z za- ³¹czonej mapy wynika, e dno wschodniej czêœci kopalnego zbiornika, le ¹ce na rzêdnych od +8 do 7 m n.p.m., jest po³o one wy ej ni w czêœci zachodniej (od +2 do 9 m p.p.m.). W ukszta³towaniu wspó³czesnej powierzchni dna doliny nie rysuj¹ siê opisywane obni enia o charakterze dolinnym, wystêpuj¹ce w po³udniowej strefie jeziora. Ich przebieg nawi¹zuje jedynie do wspó³czesnej osi morfologicznej doliny upawy i mo e œwiadczyæ o istnieniu formy dolinnej przed powstaniem zastoiska. Zwi¹zku pod³o a z dzisiejsz¹ rzeÿb¹ doliny upawy nie widaæ równie w pó³nocnej czêœci zbiornika. PODSUMOWANIE W œwietle literatury oraz w³asnych wyników badañ mo na stwierdziæ, e dolina dolnej upawy ma znacznie starsze za³o enia ni dot¹d przyjmowano i musia³a czêœciowo funkcjonowaæ ju w plenivistulianie (ROTNICKI 2001; CZERNIAWSKA 2005). W rozwoju dolnego odcinka doliny upawy mo na wyró niæ fazê póÿnoglacjalnego jeziora zastoiskowego, które powsta³o podczas nasuniêcia i postoju l¹dolodu fazy gardnieñskiej. Zasiêg fazy gardnieñskiej wyznaczony jest przez kopaln¹ morenê czo³ow¹ wykryt¹ w pó³nocnej czêœci zbiornika oraz wystêpuj¹ce tam gliny sp³ywowe fazy gardnieñskiej (CZERNIAWSKA 2005). Zanik fazy jeziornej nast¹pi³ prawdopodobnie w trakcie pierwszej postgardnieñskiej fazy recesyjnej, przypadaj¹cej na 14 300 14 000 lat BP (ROTNICKI 2001). Sp³yw wód jeziornych przyczyni³ siê do uaktywnienia dzia- ³alnoœci rzecznej upawy, czego rezultatem jest pokrywa aluwialna zalegaj¹ca na osadach kompleksu zastoiskowego i buduj¹ca czêœciowo sto ek aluwialny upawy. Prawdopodobnie w m³odszym dryasie mia³a miejsce faza wydmotwórcza w dolinie dolnej upawy, jeœli przyjmiemy, e procesy eoliczne, które zapisa³y siê w postaci wydm œródl¹dowych przy po³udniowo-wschodnim brzegu jeziora ebsko (TOBOLSKI 1972), mia³y szerszy zasiêg. LITERATURA AUGUSTOWSKI B., 1984: Pobrze e Pomorskie. Gdañsk. BORÓWKA R.K., 1995: Sub-Quaternary surface and main Quaternary series in the Gardno- eba Coastal Plain. [W:] K. Rotnicki (red.), Changes of the Polish Coastal Zone. Guide-Book of the Field Symposium IGU CCS Polish Coast 94. Poznañ, 221 223. BoRÓWKA R.K., ROTNICKI K., 1995: Problemy dolnego i œrodkowego czwartorzêdu Niziny Gardnieñsko- ebskiej. [W:] Geologia i geomorfologia Œrodkowego Pobrze a i Po³udniowego Ba³tyku. WSP, S³upsk, 53 70. BORÓWKA R.K., ROTNICKi K., 1997: Problems of the Lower and Middle Quaternary on the Gardno- eba Coastal Plain. Quaternary Studies in Poland, 14, 5 15. CZERNIAWSKA J., 1996: Analiza litofacjalna osadów doliny dolnej upawy. Praca magisterska z Zak³adu Paleogeografii i Geologii Czwartorzêdu UAM (mskr.). CZERNIAWSKA J., 1999: Osady zastoiskowe w dolinie dolnej upawy. [W:] R.K. Borówka, Z. M³ynarczyk, A. Wojciechowski (red.), Ewolucja geosystemów nadmorskich po³ud-
Rozwój doliny dolnej upawy w póÿnym plejstocenie 29 niowego Ba³tyku. Bogucki Wyd. Nauk., Poznañ, 63 68. CZERNIAWSKA J., 2005: G³ówne strefy depozycyjne w zastoisku fazy gardnieñskiej dolina dolnej upawy. [W:] J. Skoczylas (red.), Referaty. T. XIV. PTG, UAM, Poznañ, 7 25. FLOREK W., 1992: Rozwój doliny upawy w póÿnym vistulianie i holocenie. [W:] K. Korzeniewski, Zlewnia przymorskiej rzeki upawy i jej jeziora. WSP, S³upsk, 9 41. FLOREK W., 1993: G³ówne etapy rozwoju koryt i dolin rzecznych œrodkowego Przymorza w póÿnym vistulianie i holocenie. Geologia i geomorfologia œrodkowego Pobrze a i Po- ³udniowego Ba³tyku. WSP, S³upsk, 279 301. JASIEWICZ J., 2001: Vistuliañskie gliny czerwone i ich znaczenie stratygraficzne dla wydzielenia fazy gardnieñskiej. [W:] K. Rotnicki (red.), Przemiany œrodowiska geograficznego nizin nadmorskich po³udniowego Ba³tyku w vistulianie i holocenie. Poznañ, 53 56. MARSZ A.A., 1984: G³ówne cechy geomorfologiczne. [W:] B. Augustowski (red.), Pobrze- e Pomorskie. Gdañsk, 41 65. MOJSKI J.E., 1985: Quaternary. [W:] Geology of Poland, t. 1: Stratigraphy, cz. 3b: Cainozic. Wyd. Geolog., Warszawa. MOJSKI J.E., OR OWSKI A., 1978: Plejstoceñska forma rynnowa okolic S³upska. Kwart. Geolog., 22(1), 171 179. OR OWSKI A., 1983: Ukszta³towanie powierzchni podczwartorzêdowej w dolinie S³upi i obszarach przyleg³ych. Koszalinskie Studia i Materia³y, 2, 191 203. PIASECKI D., 1976: Doliny z³o one rzek zachodniego Przymorza. Czasopismo Geograf., 47, 1, 21 32. PIASECKI D., 1982: Ewolucja dolin rzek Przymorza. Przegl. Geogr., 54, 1 2, 49 68. ROSA B., 1963: O rozwoju morfologicznym wybrze a Polski w œwietle dawnych form brzegowych. Studia Soc. Torun., Sectio C, vol. 5, 98 138. ROSA B., 1964: O utworach aluwialnych i biogenicznych wyœcielaj¹cych dna dolin rzek nadba³tyckich, ich zwi¹zku z transgresj¹ morza i znaczeniu dla badañ nad neotektonik¹ obszaru. Zesz. Nauk. UMK, 10, Geografia, 83 108. ROTNICKI K., 2001: Stratygrafia i paleogeografia vistulianu Niziny Gardnieñsko- ebskiej. [W:] K. Rotnicki (red.), Przemiany œrodowiska geograficznego nizin nadmorskich po³udniowego Ba³tyku w vistulianie i holocenie. Bogucki Wyd. Nauk., Poznañ, 19 30. ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 1990: Nowe dane dotycz¹ce stratygrafii osadów m³odoczwartorzêdowych Niziny Gardzieñsko- ebskiej na obszarze po³o onym miêdzy jeziorami Gardno i ebsko. Sprawozd. Kom. Geograf.-Geolog. PTPN, 107, 125 128. RotNICKI K., BORÓWKA R.K., 1991: Litostratygrafia aluwialnego sto ka upawy na Nizinie Gardzieñsko- ebskiej w œwietle nowych danych. Sprawozd. Kom. Geograf.-Geolog. PTPN, 108, 100 103. ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 1994a: Stratigraphy, paleogeography and dating of the North Polish Stage in the Gardno- eba Coastal Plain. [W:] K. Rotnicki (red.), Changes of the Polish Coastal Zone. Guide-Book of the Field Symposium IGU CCS Polish Coast 94. Poznañ, 84 88. ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 1994b: Holocene deposits in the maximum limit zone of the Litorina Sea transgression in the geological cross-section at Kluki. [W:] K. Rotnicki (red.), Changes of the Polish Coastal Zone. Guide-Book of the Field Symposium IGU CCS Polish Coast 94, Poznañ, 89 93. ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 1995a: The Last Cold Period in the Gardno- eba Coastal Plain. [W:] K. Rotnicki (red.), Polish Coast: Past, Present and Future. Journal of Coastal Research, Spec. Issue No. 22, 225 229. ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 1995b: Evidences of the Litorina Sea at Kluki, Gardno- eba Coastal Plain. [W:] K. Rotnicki (red.), Polish Coast: Past, Present and Future. Journal of Coastal Research, Spec. Issue No. 22, 231 236. ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 2000a: Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000. Arkusz Kluki. Wyd. PIG, Warszawa. ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 2000b: Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000. Arkusz Kluki. Wyd. PIG, Warszawa. SYLWESTRZAK J., 1978: Rozwój sieci dolinnej na Pomorzu pod koniec plejstocenu. Gdañskie Tow. Nauk. Gdañsk. TOBOLSKI K., 1972: Wiek i geneza wydm przy po³udniowo-wschodnim brzegu jeziora ebsko. Bad. Fizjogr. nad Polsk¹ Zach., B, XXV. TOBOLSKI K., 1975: Studium palinologiczne gleb kopalnych Mierzei ebskiej w S³owiñskim Parku Narodowym. PTPN, 41.
30 JOLANTA CZERNIAWSKA TOBOLSKI K. 1979: Przemiany lokalnej szaty roœlinnej na podstawie badañ subfosylnych osadów biogenicznych w strefie pla y ko³o eby. Bad. Fizjogr. nad Polsk¹ Zach., A, 32, 155 168. TOBOLSKI K., 1989: Holoceñskie transgresje Ba³tyku w œwietle badañ paleoekologicznych Niziny Gardnieñsko- ebskiej. Studia i Materia³y Oceanologiczne, 56, Geologia Morza, 4, 257 265. Recenzent: prof. UAM dr hab. Leszek Kasprzak Instytut Paleogeografii i Geoekologii Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu DEVELOPMENT OF THE LOWER UPAWA VALLEY IN LATE PLEISTOCENE Summary The lower upawa valley is situated in the Gardno Phase marginal zone. The Gardno Phase represents a short ice readvance on the North Polish Plain. According to ROTNICKI (2001) Gardno Phase should be situated between 14 700 and 14 500 years B.P. The fossil ice-dammed lake has been discovered in the lower upawa valley. Based on the analysis of the materials the extent of ice-dammed lake has been determined. Its dimensions are: width 1,2 km, length 5 km. During the first ice recession phase the ice-dammed lake disappeared. The first ice recession phase is situated between 14 300 and 14 000 years B.P. (ROTNICKI 2001). After that the aggradation of the alluvial fan of the upawa began. Fossil channels of braided upawa can be found in its top part. The oldest organogenic infillings of these channels started to accumulate 13 800± 270 years B.P. (ROTNICKI & BORÓWKA 1995). According to ROTNICKI & BORÓWKA (1995) one of the youngest organogenic infillings of these channels started to accumulate 6 700±70 years B.P.