1.2 STUDIA GEOARCHEOLOGICZNE W REJONIE TARGOWISKA STAN. 10, 11, POW. WIELICKI, W DOLINIE RABY

Tomasz Kalicki Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby Via Archaeologica. Studia Źródła z geoarcheologiczne badań wykopaliskowych w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby na trasie autostrady A4 w Małopolsce, Kraków 2014 s. 15-34 Tomasz Kalicki 1.2 STUDIA GEOARCHEOLOGICZNE W REJONIE TARGOWISKA STAN. 10, 11, POW. WIELICKI, W DOLINIE RABY Położenie Obszar badań leży w obrębie przykarpackiego fragmentu Kotliny Sandomierskiej. W podziale fizycznogeograficznym należy do Prowincji Podkarpackiej, makroregionu Kotliny Sandomierskiej i mezoregionu Działów Niepołomicko-Bielczańskich (Czeppe, German 1979; 1980). W podziale geomorfologicznym Polski południowej (Klimaszewski 1972) jest to prowincja Kotliny Podkarpackie, podprowincja Kotliny Podkarpackie Zachodnie, makroregion Kotlina Sandomierska, mezoregion Wysoczyzny Przykarpackie Wschodnie i region Wysoczyzna Wielicko-Gdowska. Erozyjną rzeźbę rozwiniętą na pofałdowanych osadach mioceńskich, głównie iłach i lokalnie piaskach bogucickich, przykrywają na większości obszaru lessy. Stanowisko położone jest na lewym, zachodnim zboczu doliny Raby, prawobrzeżnego dopływu górnej Wisły, około 30 km na wschód od Krakowa (współrzędne geograficzne: φ=49 59'11"; λ=20 17'57"). Zbocze to, należące już do Działów Niepołomicko- -Bielczańskich, tworzy okryty lessem cypel podcięty przez wielkopromienny paleomeander Raby (ryc. 1). Regionalna sytuacja paleogeografi czna O ile rozpoznanie paleogeograficzne obszarów wyżynnych na północ od Krakowa (np. Alexandrowicz 1996; 1997) oraz samej doliny Wisły w rejonie Krakowa (np. Kalicki 1991; 2006) jest dobre, o tyle obszar Działów Niepołomicko-Bielczańskich jest stosunkowo słabo poznany (Kalicki 1997). W dolinie Raby została dotychczas szczegółowo przeanalizowana jedynie ewolucja jej stożka (Gębica 1995), a próba odtworzenia zmian w samej dolinie została oparta na profilu położonym w basenie powodziowym, 2 km na południe od Targowiska, w Łężkowicach (Alexandrowicz, Wyżga 1992) oraz profilu z wielkiego paleomeandra w Targowisku-Przedewsiu (Kalicki et al. 2006). Późny glacjał W dolinach pogórskich, miąższe serie mułkowo- -piaszczyste, starsze od późnego Vistulianu budują kopalną terasę Podłężanki i wypełniają dolinę Serafy (Kalicki 1997). Serie te zostały rozcięte jeszcze w młodszym pleniglacjale, czego dowodzą paleobotaniczne datowania osadów organicznych w dolinie Podłężanki (Nalepka 1991; 1994) i radiowęglowe osadów w dnie doliny Wisły 13 260 BP w Pleszowie i 13 200 BP na stożku Serafy (Kalicki 1992a; 1997). Intensywna erozja w zlewniach pogórskich, nawiązująca do niskiej bazy erozyjnej, którą było głęboko wcięte koryto Wisły, umożliwiała w tym okresie sypanie przez te rzeki piaszczystych stożków napływowych zazębiających się ze żwirowo-piaszczystymi aluwiami roztokowej Wisły (np. stożek Serafy) (Kalicki 1997). Niska baza erozyjna doprowadziła też najprawdopodobniej do transformacji i odmłodzenia niecek fluwialno-denudacyjnych, form typowych dla klimatu peryglacjalnego, rozwijających się w warunkach istnienia wiecznej zmarzliny i dominacji procesów denudacyjnych. W efekcie erozji wstecznej niecka taka na stanowisku Kraków-Bieżanów w dolnej części uległa rozcięciu i przekształciła się we wcios lub debrzę. Jednak jej źródłowy odcinek nie został odmłodzony i zachował cechy peryglacjalne, co pozwoliło na zachowanie in situ w dnie krzemienicy mezolitycznej (Kalicki niepubl.). 15

TOMASZ KALICKI W małych dolinkach pogórskich znajdujemy zapis tylko późnoglacjalnych wahań klimatycznych, natomiast brak jest takiego zapisu dla okresu pełnego zalesienia w eo- i mezoholocenie. Okresy cieplejsze (bölling, alleröd i eoholocen), z bogatszą szatą roślinną były fazami stabilizacji procesów zarówno w zlewniach jak i na stożkach, i z tych okresów pochodzą warstwy organiczne. W okresach ochłodzeń (starszy i młodszy dryas), przy rozrzedzonej roślinności, zachodziła akumulacja osadów klastycznych na stożku Serafy (osady starsze niż 11 950-11 830 BP i ogniwo pomiędzy 11 460 a 8750 BP) i na torfowisku w dolinie Podłężanki (ogniwo pomiędzy 11 610 a 9180 BP) (Kalicki 1997). W młodszym dryasie, który słabo zaznacza się w diagramach pyłkowych (Nalepka 1994), na stożku Serafy zaznacza się stopniowe grubieniem osadów, a później widoczne są dwie sekwencje proste narastania aluwiów. Zmiany w tym okresie zostały stwierdzone jednak nie tylko w małych, ale również w dużych systemach fluwialnych. Wyraźne ślady przekształcenia rozwinięcia rzeki i roztokowe aluwia korytowe z okresu młodszego dryasu znajdujemy w dolinie Wisły (Kalicki 1991, 1992a, b), a młododryasowe ożywienie procesów fluwialnych spowodowało pogrubienie osadów wiślanych wałów przykorytowych, czy przerwanie akumulacji organicznej w starorzeczach (Kalicki 1996b). Intensywną akumulację pozakorytową z tego okresu (mady starsze niż 9850±210 BP) stwierdzono również w ujściowym odcinku doliny Raby (Alexandrowicz, Wyżga 1992). Obszar Działów Niepołomicko-Bielczańskich był penetrowany przez człowieka już od paleolitu, co potwierdzają znaleziska w Targowisku (np. Kalicki et al. 2006), a także mezolityczna krzemienica z Bieżanowa (Kalicki niepubl.). Holocen Holoceńskie fazy wzmożonej aktywności fluwialnej, dobrze czytelne w całym odcinku Wisły koło Krakowa (Kalicki 1991; 1996a; 2006) nie zaznaczyły się w małych dolinkach pogórskich (Kalicki 1997). W okresie eo- i mezoholocenu brak było istotnych zmian typu akumulacji na stożku i w dnie doliny Serafy. Było to spowodowane prawdopodobnie niewielką skalą odlesienia tych zlewni w okresie neolitu. Równocześnie dane z obniżenia Drwienia pokazują, że duże powodzie z przełomu boreału i atlantyku zalewały całe dno doliny Wisły doprowadzając do zmiany typu sedymentacji zarówno w basenach powodziowych (8890±120 BP), jak i w położonych pod przeciwległą krawędzią równiny zalewowej starorzeczach (Nowa Huta 8860±160 BP; Kalicki 1992b; 1997). Powodzie te nie sięgały jednak na położony nieco wyżej stożek Serafy, jak i wezbrania samej Serafy musiały mieć w tym okresie niewielkie rozmiary, bo na stożku w tym okresie (8750-7570 BP) następowała akumulacja osadów organicznych. Dolne części stożka Serafy zostały okryte madami wiślanymi dopiero w atlantyku, a osady organiczne akumulujące na tym obszarze (profil OK1) zostały przykryte madami pod koniec kolejnej fazy wzmożonej aktywności Wisły (5970±120 BP) po awulsji koryta w pobliże obniżenia Drwienia (por. Kalicki 1992b; Kalicki, Zernickaya 1995; Kalicki 2006). Przytoczone przykłady w pełni wpasowują się i potwierdzają schemat fazy wzmożonej aktywności opracowany dla dolin rzecznych z szerokimi równinami zalewowymi (Kalicki 1996a; 2006). Zmiana procesów morfogenetycznych modelujących Działy Niepołomicko-Bielczańskie nastąpiła dopiero wraz z wkroczeniem na interesujący nas obszar społeczeństw rolniczo-hodowlanych, które wpływały w istotnym stopniu na środowisko naturalne (Valde-Nowak 1988). Antropogeniczne wylesienie i rolnicze zagospodarowanie lessowych i piaszczystych obszarów w neoholocenie spowodowało ożywienie procesów erozyjnych na stokach i niemal całkowitą zmianę typu sedymentacji w małych dolinkach (Kalicki 1997). Na omawianym obszarze odkrywane są stanowiska archeologiczne począwszy od około 5400-5300 BC (okres atlantycki), tj. od momentu kiedy tereny lessowe Małopolski zostały zasiedlone przez ludność kultury ceramiki wstęgowej rytej, wprowadzającej model gospodarki rolniczej, do czasów związanych z nowożytną działalnością człowieka (np. Dzięgielewski et al. 2004; 2008; Rauch-Włodarska et al. 2005; 2007, Włodarski et al. 2006; Kalicki et al. 2006; Drobniewicz et al. 2008; Kalicki, Tyniec 2008; 2009; Tyniec, Kalicki 2009). Stanowisko w Krakowie-Kosocicach, datowane na około 5200-4800 BP, świadczy jednak o tym, że ludzie zasiedlali nie tylko obszary lessowe, ale wkraczali również na mniej urodzajne gleby piaszczyste. Wypalanie i odsłanianie podatnych na denudację piaszczystych stoków i wierzchowin sprzyjało procesom erozyjnym. Początkowo erozja nie obejmowała partii wierzchowinowych, jednak kolejna faza ochłodzenia i zwilgotnienia klimatu z przełomu atlantyku i subboreału (Kalicki 1991), z którą związane było również występowanie 16

Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby Ryc. 1. Położenie obszaru badań Fig. 1. Location of study area krótkotrwałych ulew modelujących małe zlewnie, doprowadziły do rozwoju niecki denudacyjnej, której lej źródłowy dotarł do wierzchowiny. Artefakty były deponowane płytko w deluwiach lub akumulowane na powierzchni terenu w obrębie tej niecki (Drobniewicz et al. 2008). W podobnym okresie z przełomu atlantyku i subboreału, eneolicie, górny odcinek niecki fluwialno-denudacyjnej w Krakowie-Bieżanowie zaczął być wypełniany serią deluwiów, których miąższość dochodzi do 1 m. Świadczą o tym obiekty łużyckie, które są wkopane w tą serię (Kalicki niepubl). Ciemnobrązowe osady z podwyższoną zawartością próchnicy zostały przykryte przez jasnobrązowe piaski, w miejscach podmokłych oglejone. W subboreale i subatlantyku następowało wypełnianie niecki deluwiami z redeponowanymi artefaktami zalegającymi na różnych głębokościach. Niewykluczone, że w okresie zwilgotnienia i ochłodzenia klimatu około 3300-3000 BP dobrze zapisanego w dolinie Wisły (Kalicki 2006), podmokłości w dnie niecki były wykorzystywane przez człowieka, o czym mogłyby świadczyć nagromadzenia skorup wokół miejsc z osadami organicznymi. Jednak na stanowisku brak jest śladów geologicznych i geomorfologicznych, które mogłyby sugerować istnienie na terenie stanowiska stałych wypływów wód gruntowych (Kalicki niepubl.). Natomiast na stanowisku Brzezie - 26, położonym już na lessach, mała ilość artefaktów eneolitycznych w osadach wypełniających nieckę fluwialno-denudacyjną świadczy, że pomimo istnienia rozległej osady kultury ceramiki promienistej na wzgórzu Ugór i jego zboczach procesy erozyjne rozwijały się w tym okresie w niewielkim stopniu (Kalicki, Czerniak 2010, w druku). Dokładne datowanie pokrywy deluwialnej na stanowisku w Krakowie-Kosocicach nie jest możliwe, jednak pokazuje mechanizm erozyjno-akumulacyjnych procesów stokowych. Osady, wraz z artefaktami, zmywane w górnej części łagodnych stoków były akumulowane w obrębie niecek denudacyjnych, na spłaszczeniach stokowych, gdzie tworzyły się wtórne nagromadzenia artefaktów. Drobniejsza frakcja wraz z drobnymi artefaktami były prawdopodobnie transportowane aż do den dolin i koryta. Do systemu fluwialnego docierał także materiał erodowany na stromszych stokach (Drobniewicz et al. 2008). 17

TOMASZ KALICKI Na stanowisku Brzezie - 26 dopiero zmiany środowiska związane z populacją wczesnej kultury łużyckiej spowodowały rozwój erozji. Sprzyjało temu wahnięcie klimatyczne (3200-3000 BP) dobrze datowane i udokumentowane w dolinie Wisły pod Krakowem, a także zaznaczające się również w licznych dolinach środkowoeuropejskich (Kalicki 2006). To oziębienie klimatu spowodowało wzrost aktywności fluwialnej systemów różnego rzędu. Jednak stanowisko w Brzeziu pokazuje, że uruchomiło ono także erozję stokową. Duże fragmenty ceramiki, jak i powstanie bruku artefaktowego na powierzchni erozyjnej w stropie gleby kopalnej może wskazywać na jeden epizod erozyjno-akumulacyjny, który mógł być związany z gwałtownym opadem ulewnym. Uruchomienie tak dużych artefaktów mogło mieć miejsce tylko w przypadku erozji linijnej (bruzdowej) rozwijającej się na zboczach niecki, a długość transportu była w tym pierwszym epizodzie stosunkowo niewielka (wyklejanie się ceramiki w górnej części niecki denudacyjnej). Koncentracja w tym poziomie artefaktów pewnych z III okresu brązu oraz niepewnie datowanych wskazuje na to, że obie grupy pochodzą z tego samego okresu i zostały redeponowane w starszych deluwiach. Później to starsze ogniwo narastało w kilku fazach, o czym świadczy kilku warstw o zmiennej kolorystyce nawiązującej do barwy poziomu, który został zerodowany na elewacji i złożony w formie deluwiów. Artefakty w tych wyższych warstwach spotykane są w znacznie mniejszej ilości i są rozproszone, co potwierdza hipotezę o jednoczasowym i jednorazowym uruchomieniu większości artefaktów i złożeniu ich na powierzchni erozyjnej. Młodsze ogniwo deluwiów z zachowanymi strukturami sedymentacyjnymi zostało złożone prawdopodobnie dopiero w okresie małej epoki lodowej, co potwierdzają znajdowane w nim rozproszone artefakty. Przekształcenie rzeźby na tym obszarze nastąpiło w subatlantyku, a każde ogniwo miąższej (kilkumetrowej), dwudzielnej serii deluwiów akumulowało w odmiennym reżimie sedymentacyjnym (Kalicki, Czerniak 2010, w druku). Dane zebrane w trakcie kartowania geomorfologicznego wskazują na znaczną rolę człowieka w przekształcaniu środowiska tego obszaru, szczególnie procesów denudacyjnych na zboczach parowów (Starkel 1960). Późnoglacjalne wciosy i debrze rozcinające dolne części niecek fluwialno- -denudacyjnych zostały erozyjno-denudacyjnie przekształcone, po wylesieniu i uruchomieniu procesu spełzywania na zboczach, w wądoły, np. stanowisko Kraków-Bieżanów (Kalicki niepubl.). Są to odwadniane okresowo małe dolinki o płaskim, zazwyczaj podmokłym dnie i względnie stromych zboczach (Tyczyńska, Chmielowiec 1988). W subatlantyku następowało również tworzenie nowych rozcięć erozyjnych u wylotu których rozwijały się torrencjalne stożki napływowe. Na stanowisku Targowisko pierwsza faza narastania stożka następowała w subboreale (po 3300±30 BP cal. 1670-1500 BC) i starszym subatlantyku (przed 1915±30 BP cal. 20-140 AD). Druga faza nadbudowy, o wiele intensywniejsza, miała miejsce w ostatnich stuleciach (po 600±30 BP cal. 1290-1410 AD) (Kalicki et al. 2006). W dnach małych dolin na stanowisku Brzezie-20 stwierdzono dwie zasadnicze fazy akumulacji z okresu wczesnego średniowiecza oraz późnego średniowiecza i czasów nowożytnych. Wczesnośredniowieczna osada funkcjonująca pomiędzy wiekiem VIII a początkami wieku XI została porzucona wskutek wzrostu tempa sedymentacji w obrębie dna doliny. Mogło to być spowodowane odlesieniem i rozwojem procesów erozji gleb w górnej części zlewni (Kalicki, Tyniec 2008; 2009; Tyniec, Kalicki 2009). Mogło temu sprzyjać wahnięcie klimatyczne, datowane w dolinie Wisły pod Krakowem na IX-XI w. (Kalicki 2006), charakteryzujące się zwiększoną częstością występowania zjawisk ekstremalnych, w przypadku omawianego stanowiska tzw. powodzi błyskawicznych (flash floods). Na sąsiednim Pogórzu Wiśnickim intensywne wypełnianie den małych dolinek datowane było na okres rzymski oraz ostatnie stulecia (315±35 BP) (Kalicki, Pietrzak 1999; 2004; Bluszcz, Pietrzak 2001). W konsekwencji przemian na stokach, w dolinkach fluwialno-denudacyjnych i dolinkach małych cieków doszło do zmian typu sedymentacji w dolinach cieków pogórskich. W dolinie Podłężanki w obrębie martwic wapiennych stwierdzono pierwsze przewarstwienie mad organicznych już około 6750 BP, a wyżej w obrębie mad przewarstwienie organiczne datowane było na 1090±40 BP (Alexandrowicz, Chmielowiec 1992). W dolnej części doliny stopniowo wzrastała ilość substancji mineralnej w torfach, co doprowadziło ostatecznie do przykrycia zatorfionego dna doliny przez gliny próchniczne (Kalicki 1997). W okresie rzymskim na stanowisku w Podłężówce notowane są silne powodzie doprowadzające do zmian morfologii równiny zalewowej i sprzyjające zmianom typu sedymentacji w jej obrębie (Dzięgielewski et al. 2004; 2008). 18

Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby Ryc. 2. Lokalizacja archeologicznych stanowisk 10, 11 w Targowisku oraz przekroju stożka napływowego z profi lem palinologicznym rdzenia Targowisko-Przedewsie TP 3 Fig. 2. Location of archaeological site 10, 11 at Targowisko and section across alluvial fan with pollen diagram at Targowisko- -Przedewsie TP 3 Równocześnie u wylotu dolin następowało intensywne nadbudowywanie stożków napływowych, których osady różnią się zasadniczo od składanych w eo- i mezoholocenie (Kalicki 1997). Wkraczanie osadów młodego stożka napływowego w obręb późnoglacjalnego basenu powodziowego zostało opisane także u wylotu pobliskiej Uszwicy (Gębica 1995). Silna antropopresja spowodowała, że w osadach tych młodych stożków nieczytelny jest zapis młodoholoceńskich wahań klimatycznych (Kalicki 1997). Morfologia stanowiska Stanowisko 10, 11 w Targowisku znajduje się na płaskim, lekko nachylonym ku wschodowi (220-210 m n.p.m.) cyplu wysoczyznowym (ryc. 2), a nie na terasie Raby jak błędnie opisują to Grabowska, Konieczny (2014). Również budowa geologiczna, brak aluwiów (sic!), wyklucza lokalizację na tego typu formie, gdyż według tych autorów Podłoże mioceńskie zostało [na stanowisku] przykryte lessowymi osadami, o miąższości sięgającej średnio kilku metrów. (s. 8). Okryty lessami cypel góruje około 6-15 m ponad wyższą równiną zalewową Raby (8,5-7,5 m ponad poziom rzeki) i jest podcięty od północy przez wielkopromienny paleomeandr tej rzeki należący do generacji późnoglacjalnych makromeandrów rozpoznanych w licznych dolinach środkowoeuropejskich (por. Kalicki 2006 tam literatura). Jego promień wynosi około 300 m i jest niemal trzykrotnie większy od promienia paleomeadrów holoceńskich Raby. Ich kilka generacji wzajemnie się podcinających zachowanych jest na wyższej równinie zalewowej tej rzeki na wschód od cypla. Jeden z takich paleomeandrów w Siedlcu, bezpośrednio powyżej przewężenia, został odcięty około 1480±90 BP, na początkowym etapie wcinania się Raby i formowania niższego stopnia dna doliny. Niższa równina zalewowa (6,5-5,0 m n.p.rzeki) z paleomeandrami z ostatnich stuleci oraz wąska listwa zalewowa (4,0-3,5 m n.p.rzeki) towarzyszą współczesnemu korytu pasem o szerokości do 1 km (Alexandrowicz, Wyżga 1992). Cypel ze stanowiskiem w Targowisku i wzgórze Chełm po drugiej stronie doliny tworzy przewężenie o szerokości około 19

TOMASZ KALICKI 1 km poniżej którego Raba wpływa do równinnej części Kotliny Sandomierskiej i sypie rozległy stożek napływowy (por. Gębica 1995). Krawędź tego cypla jest rozcięta na północy przez erozyjną dolinkę przekształconą współcześnie w holweg u wylotu której znajduje się torrencjalny stożek napływowy przykrywający osady wypełniające paleomeander. Stożek ten oraz wypełnienie paleomeandra Targowisko-Przedewsie były przedmiotem szczegółowych badań, których wyniki przedstawiono poniżej. Na południu cypel rozcina niecka fluwialno-denudacyjna uchodząca do doliny Tusznicy (dopływ Raby). W jej najwyższej części na lewym zboczu w warstwowanych lessach na głębokości 1,3 m zostały znalezione paleolityczne artefakty i paleniska datowane na 14 820-14 520 BP (Wilczyński 2009; 2014a), krótkotrwałego obozowiska łowców koni i reniferów (Wilczyński 2014b). W części środkowej dno niecki zostało znacznie nadbudowane w holocenie, o czym świadczy występująca tu gleba kopalna. Cypel został erozyjnie obniżony od strony doliny Raby, gdyż zachowały się tu jedynie ślady po jamach zasobowych. Tusznica po opłynięciu od południa cypla wykorzystuje kilka paleomeandrów Raby i uchodzi ostatecznie do tej rzeki powyżej Stanisławic. Tego typu uchodzenie dopływów do głównej rzeki było typowe w okresie całego holocenu i Tusznica tworzyła skomplikowany system hydrologiczny na równinie zalewowej Raby. Pozwalało to na wykorzystywanie jej przez ludność prehistoryczną jako głównego źródła zaopatrzenia w wodę. Profi l palinologiczny wypełnienia starorzecza Raby w Targowisku-Przedewsiu (Tomasz Kalicki, Valentina P. Zernickaya, Galina I. Simakova) Badania palinologiczne (172 próby co 4 cm) objęły profil rdzenia Targowisko-Przedewsie TP-3 z niemal 8-metrowego wypełnienia wielkopromiennego paleomeandra Raby podcinającego wysoczyznę, na której zlokalizowane jest wielokulturowe stanowisko archeologiczne w Targowisku 10, 11 (Grabowska, Konieczny 2014). Starorzecze to należy do generacji późnoglacjalnych makromeandrów, które były odcinane u schyłku allerödu i znane są z doliny Raby (Alexandrowicz, Wyżga 1992) i Wisły koło Krakowa (Kalicki 1987, Kalicki, Zernickaya 1995), a także z licznych dolin europejskich (Kalicki 2006, tam literatura). Zmiany koryt, a czasem ich rozwinięcia, były uwarunkowane młododryasowym ochłodzeniem. Metodyka Analizy palinologiczne zostały wykonane przez V. P. Zernicką (7,80-4,10 m) i G. Simakową (4,10-0,16 m) z Instytutu Nauk Geologicznych Narodowej Akademii Nauk Białorusi w Mińsku (od 2008 roku Instytut Wykorzystania Przyrody NANB). Próbki były preparowane metodą Erdmana, a osady węglanowe były wstępnie poddane działaniu HCl. Rezultaty badań zostały przedstawione na procentowym diagramie pyłkowym. Kalkulacje opierają się na sumie AP+NAP włączając drzewa i krzewy, krzewy karłowate i rośliny zielne, ale z wyłączeniem roślinności wodnej, błotnej i zarodników. Ilość pyłku w osadach była bardzo zróżnicowana. Na diagramie warstwy bez pyłku o małej miąższości zostały tylko zaznaczone bez przerywania ciągłości krzywych, gdyż nie zmieniają one tendencji ich przebiegu. W warstwach o większej miąższości (3, 4, 5) diagram musiał zostać przerwany. Datowania radiowęglowe AMS zostały wykonane w Poznańskim Laboratorium Radiowęglowym. W profilu TP 3 na aluwiach korytowych, piaskach ze żwirami (nawiercono ponad 1 m), spoczywają silnie zróżnicowane osady wypełniające starorzecze (miąższość około 6 m), przykryte przez proluwia stożka napływowego (miąższość około 1,8 m). W diagramie obejmującym osady starorzeczne i proluwia leżące powyżej aluwiów korytowych (7,8 m miąższości) wydzielono i scharakteryzowano 9 lokalnych zon palinologicznych (ryc. 3, 4, 5, 6). LPAZ Pinus (7,80 7,72 m). Zona charakteryzuje się dominacją pyłku Pinus. Ponadto występuje pyłek Pinus cembra, Betula, Larix sp., a z krzewów Betula nana, Juniperus. W składzie NAP (11%) stwierdzono gatunki światłolubne Helianthemum, Artemisia, Chenopodiaceae, Ranunculus, Thalictrum. Znaczny udział pyłku Myriophyllum i obecność Lemna wskazuje na istnienie zbiornika wodnego, w którym głębokość wody nie była mniejsza niż 3 m, a akumulowały w nim mułki pylaste. Jezioro starorzeczne było w tym okresie przepływowym, o czym świadczy redeponowany pyłek przedczwartorzędowy dostarczany prawdopodobnie przez wody powodziowe docierające do jeziora. Pokrywa roślinna na otaczającym obszarze składała się z rzadkiego lasu sosnowego z brzozą. Skład gatunkowy drzew, podobny do spektrów 20

Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby Ryc. 3. Diagram palinologiczny TP 3 (oprac. V. P. Zernickaya, G. I. Simakova) 1 mułki gytiowate, 2 mułki, 3 mułki organiczne, 4 mułki z przewarstwieniami piaszczystymi (proluwia), 5 mułki torfi aste, 6 torfy, 7 - piaski Fig. 3. Pollen diagram TP 3 (by V. P. Zernickaya, G. I. Simakova) 1 gyttja silts, 2 silts, 3 organic silts, 4 silts with intercalations of sands (colluvia), 5 peaty silts, 6 peats, 7 - sands 21

TOMASZ KALICKI Ryc. 4. Diagram palinologiczny neoholoceńskiej części rdzenia TP 3 (oprac. G. I. Simakova) Objaśnienia litologii jak na rycinie 5 Fig. 4. Pollen diagram of the Neoholocene part of TP 3 (by G. I. Simakova) Explanation of lithology see Fig. 5 22

Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby Ryc. 5. Diagram palinologicznych wskaźników antropogenicznych w rdzeniu TP 3 (oprac. G. I. Simakova) 1 mułki z przewarstwieniami piaszczystymi (proluwia), 2 mułki organiczne, 3 mułki torfi aste, 4 torfy, 5 piaski, 6 mułki z przewarstwieniami torfów, 7 mułki gytiowate, 8 gytie węglanowe Fig. 5. Pollen diagram of anthropogenic indicators in TP 3 (by G. I. Simakova) 1 silts with intercalations of sands (colluvia), 2 - organic silts, 3 peaty silts, 4 peats, 5 sands, 6 silts with intercalations of peats, 7 - gyttja silts, 8 calcareous gyttja z innych profilów w południowej Polsce (Mamakowa 1962; Ralska-Jasiewiczowa 1989; Nalepka 1991; 1994; Margielewski et al. 2003), wskazuje, że osady tej zony akumulowały w schyłkowej fazie allerödu. LPAZ Pinus-Betula-NAP (7,72 7,50 m). W diagramie widoczny jest wzrost krzywej Betula (27%) i pojawienie się Ephedra fragilis, Salix. Dla roślin zielnych (NAP-23%) charakterystyczny jest wzrost Artemisia (11%) i obecność Helianthemum, Chenopodiaceae, Umbelliferae, Filipendula, Sangisorba, Thalictrum. Wśród wodnej roślinności, jak poprzednio, dominuje Myriophyllum, stwierdzono pojedyncze ziarna pyłku Sparganium. Starorzecze w dalszym ciągu utrzymuje kontakt z rzeką, gdyż w mułkowych osadach występuje pyłek przedczwartorzędowy i pojedyncze ziarna Corylus, Alnus, Quercus, pochodzące prawdopodobnie z rozmywanych przez Rabę starszych osadów. Zona ta odpowiada początkowi młodszego dryasu, gdy dominowały zespoły prześwietlonych lasów sosnowo-brzozowych z wierzbą podobnych do lasotundry. LPAZ Pinus-Artemisia (7,50-7,00 m). W diagramie spada udział Betula, Salix, a wzrasta Pinus. Stwierdzone zostały ziarna Pinus cembra, Juniperus, Betula nana. Wzrasta udział NAP do 26%, przy czym występują w tej zonie maksymalne ilości Artemisia (16%) w całym profilu. W roślinności starorzecza występują Myriophyllum (do 58%), Lemna, Potamogetom i wodorosty Pediastrum boryanum. Poziom jeziora pozostawał wysokim i dopiero w końcowej fazie tej zony obniżył się, gdy w diagramie następuje spadek krzywej Myriophyllum, wzrost Cyperaceae i Polypodiaceae. Stwierdzono zarodniki Selaginella selaginoides, a także wzrasta ilość pyłku skorodowanego i przedczwartorzędowego, co może wskazywać na większą ilość powodzi docierających do starorzecza. W drugiej połowie młodszego dryasu, kiedy akumulowały mułkowe osady tej zony, w pokrywie roślinnej występowała mozaika zespołów lasotundry (Pinus, Pinus cembra, Juniperus, Betula nana) i stepów (Artemisia, Helianthemum, Chenopodiaceae, Umbelliferae, Selenaceae). LPAZ Betula-Salix-Cyperaceae (7,00-6,25 m). W diagramie znacząco spada udział pyłku Pinus i wzrasta Betula (do 32%) i Salix. W mułkowych osadach stale obecny jest pyłek Picea, Ulmus i Alnus. Podstawowym taksonem wśród roślin zielnych staje się Cyperaceae (31%), występują Saxifraga, Gentiana, Polygonum bistorta, Plantago major, Rumex acetosa/acetosella, Geranium, Rubiaceae, Iridaceae, które porastają wilgotne łąki, bagna i obszary zalewowe rzek i jezior. Tego typu siedliska pojawiły się w związku ze spadkiem poziomu wody i zanikaniem zbiornika wodnego w starorzeczu na skutek jego 23

TOMASZ KALICKI zarastania. Pojedyncze ziarna Myriophyllum, Lemna i wodorostów Pediastrum boryanum, wskazują, że miejsce wiercenia znajdowało się w tym okresie w strefie litoralnej zbiornika. Spadek poziomu wody w zbiorniku mógł być też związany z wcięciem się koryta Raby, co nawiązywało do fazy erozji i pogłębiania koryta Wisły poniżej Krakowa na początku holocenu (Kalicki 1991; 2006). To pogłębienie mogło spowodować okresowe silne drenowanie równiny zalewowej Raby i przesuszanie wierzchniej części osadów mułkowych. W efekcie na głębokości 6,70-6,55 m w osadach mułkowych występuje pierwszy poziom (1) z niską koncentracją pyłku. Powyżej tego poziomu w diagramie zaznacza się nieznaczny wzrost krzywych Myriophyllum, Lemna, Potamogetom. Spektrum pyłkowe podobne jest do spektrum preborealnego spotykanego w diagramach z sąsiednich obszarów (Nalepka 1992; Kalicki, Zernickaya 1995). W roślinności leśnej dominowały zespoły brzozowe i sosnowo-brzozowe z domieszką świerka i wiązu. Na zboczach doliny występowała wierzba, a obszary otwarte porastały ksero- i mezofilne zespoły łąkowe, których rozmieszczenie było uwarunkowane rzeźbą terenu. LPAZ Pinus-Picea-Ulmus-Corylus (6,25-5,40 m). Osady tej zony to naprzemienne warstewki mułków pylastych, organicznych, gytiowatych i torfiastych. Spąg tego ogniwa (6,25-6,20 m), które rozpoczynają mułki organiczne, był datowany na 10 280±60 BP cal. 10 450-9850 BC. W spektrum pyłkowym zony dominuje Pinus (53,5-81,4%), wzrasta udział Picea, Ulmus, Corylus oraz obecny jest pyłek Alnus i Quercus, co odpowiada okresowi borealnemu. W jej obrębie można wydzielić dwie podzony a i b, które różnią się stopniem wilgotności. Rozdziela je cienka warstwa mułków z niską zawartością pyłku (2), co może wskazywać na ożywienie procesów powodziowych i akumulację osadów pozakorytowych w starorzeczu. Spektrum podzony a, z dominacją pyłku Pinus, wzrostem udziału Juniperus i obecnością Botrychium, odpowiada suchszym warunkom klimatycznym boreału sprzyjającym obniżeniu poziomu wody i zatorfieniu starorzecza. Dlatego następuje spadek pyłku Cyperaceae, a gatunki wodne reprezentują tylko pojedyncze ziarna Lemna. W narastających torfach wzrasta ilość Polypodiaceae ze stałą obecnością zarodników (sporangium), co wskazuje na obecność paproci na zabagnionych siedliskach wokół starorzecza. W spektrum podzony b, również z dominacją Pinus, zaznacza się wzrost krzywych Ryc. 6. Profil rdzenia TP 3 z wydzielonymi ogniwami litofacjalno-genetycznymi (I-VII), z datowaniami radiowęglowymi i stratygrafią palinologiczną (kolor czerwony) (oprac. T. Kalicki) Ogniwa litofacjalno-genetyczne: I osady korytowe, piaski ze żwirami, II osady zbiornika staro rzecznego, mułki, III osady torfowiskowe, torfy i mułki torfiaste, IV osady jeziorno- -torfowiskowe, mułki gytiowate i torfy, V proluwia stożka napływowego, pyły, VI osady torfowiskowe, torfy i mułki torfiaste, VII - proluwia stożka napływowego, pyły; Litologia: A piaski ze żwirami, B piaski ze żwirami zaglinione, C piaski, D mułki pylaste, E mułki organiczne, F mułki gytiowate i gytie, G mułki torfiaste, H torfy, I proluwia lessowe Fig. 6. Geological profi le TP 3 with lithofacial-origin members (I-VII), radiocarbon datings and pollen stratigraphy (red colour) (by. T. Kalicki) Lithofacial-origin members: I channel deposits, sands with gravels, II oxbow lake deposits, silts, III peatbog deposits, peats, peaty silts, IV lacustrine-peatbog deposits, gyttja silts, peats, V colluvia of alluvial fan, silts, VI peatbog deposits, peats, peaty silts, VII - colluvia of alluvial fan, silts; Lithology: A sands with gravels, B silty sands with Graves, C sands, D silts, E organic silts, F gyttja silts and gyttja, G peaty silts, H peats, I loess colluvia 24

Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby Betula i ponowne pojawienie Salix, co najprawdopodobniej odbija ochłodzenie i zwilgotnienie klimatu na przełomie boreału i atlantyku około 8,2-7,7 ka BP. Na wilgotnych i zabagnionych siedliskach dominowały Polypodiaceae i Equsetum, a na suchszych Cyperaceae, Poaceae. Ta faza klimatyczna zaznacza się w osadach (5,80-5,70 m) drobnoklastyczną akumulacją pozakorytowe (warstwa 2 bez pyłku) i krótkotrwałym podtopieniem starorzecza (mułki gytiowate o małej miąższości), które ku górze przechodzą w górną warstwę torfów (5,70-5,60 m). Jednak wilgotniejszy klimat atlantyku spowodował wzrost intensywności odwapniania lessów zalegających na wysoczyźnie, a co za tym idzie zwiększenie dostawy węglanów do starorzecza. W efekcie nastąpiła niemal całkowita zmiana typu sedymentacji w paleomeandrze. W zbiorniku rozpoczęła się akumulacja węglanowych mułków gytiowatych przerywana okresowo narastaniem torfów w suchszych okresach (5,60-3,05 m). W osadach na głębokości 5,40-5,06 m w spektrum pyłkowym wzrasta udział Picea i ziarn Ulmus, Corylus, Alnus, Quercus, Tilia. Powyżej (5,06-4,10 m) w osadach mułków węglanowych z dwoma przewarstwieniami torfów (5,00-4,80 i 4,45-4,37 m) niemal zupełnie brak pyłku (10-50 ziaren w próbce) (poziom 3). Może być to spowodowane różnymi przyczynami i być związane z typem osadów i ich węglanowością, zmianami hydrologicznymi w dnie doliny (okresowe osuszanie) lub pokrywą roślinną (paprocie) w dnie, która zatrzymywała dostawę pyłku w atlantyku. W interpretacji nie można wykluczyć także hiatusu z okresu atlantyku, kiedy zbocza porastały lasy, a dno doliny było zajęte przez roślinność błotną. W takim przypadku osady z głębokości 5,40-4,10 mogłyby sedymentować w interwale 5,0-4,5 ka BP. Jednak jest to mało prawdopodobne, gdyż ich atlantycki wiek potwierdza datowanie górnej warstewki torfu 7760±40 BP cal. 6650-6480 BC. Weryfikacja palinologiczna tego datowania z przyczyn podanych powyżej jest niemożliwa. Powyżej przerwy (3) w diagramie pyłkowym można wydzielić 4 lokalne zony pyłkowe (LPAZ) (ryc. 4). W diagramie spadek krzywej Picea, wzrost Abies, Carpinus, Fagus nastąpił około 4000 BP, chronologiczna granica 3000 BP została przeprowadzona na poziomie spadku krzywych Pinus, Alnus, Fagus i wzrostu krzywej NAP, natomiast granica 2700 BP odpowiada wzrostowi udziału pyłku Pinus, spadkowi Abies, wyraźnemu spadkowi Carpinus, Fagus, Alnus i innych drzew liściastych. LPAZ Picea-Pinus (4,10-3,00 m). Typ sedymentacji nie uległ zasadniczej zmianie. W dalszym ciągu dominuje akumulacja węglanowych mułków gytiowatych z dwoma przewarstwieniami torfów (3,75-3,65 i 3,45-3,30 m). Dla zony tej charakterystyczna jest przewaga AP z maksymalnym, dla całego profilu, udziałem Picea (dо 30%) i dominacją pyłku Pinus (dо 70%). W niewielkich ilościach występuje pyłek drzew liściastych, głównie Betula, Alnus. W zonie tej ciągłe krzywe tworzą Corylus, Quercus, а także Carpinus, Tilia, Ulmus. Wśród roślinności zielnej przeważa Poaceae i występuje Cannabaceae. Występują stale przedstawiciele wilgotnych łąk, głównie Filipendula. Spotyka się też pojedynczy pyłek wodnej roślinności Nuphar i Nymphaea alba L. Wśród roślin zarodnikowych przeważają Polypodiaceae i duży jest udział Sphagnum, Equisetum. Osady tej zony akumulowały w subboreale (5-4 ka BP), a spektrum jest podobne do diagramu z Dołów Jasielsko- -Sanockich, w którym także w tym okresie wystąpiło maksimum Picea (Harmata 1989). LPAZ Abies-Pinus-Carpinus-Fagus obejmuje osady pomiędzy 3,00-2,01 m. Różnią się one zasadniczo od zalegających poniżej. Rozpoczyna je czarny torf, którego część stropowa (2,85-2,80 m) była datowana na 3300±30 BP cal. 1670-1500 BC. Zalega na nim cienka warstewka mułków gytiowatych wskazujących na powrót sedymentacji wodnej, natomiast powyżej zaczyna się pierwsze ogniwo związane z narastaniem stożka napływowego u wylotu dolinki erozyjnej rozcinającej wysoczyznę. Proluwia te stanowią 4. warstwę w profilu płoną palinologicznie (2,75-2,30 m). Warstewka piasków średnioziarnistych (2,55-2,52 m) w obrębie pylastych proluwiów świadczy o znacznej dynamice przepływu i erozji wgłębnej w dolince erozyjnej (powódź błyskawiczna?), co spowodowało docięcie się do warstw podlessowych. Oba te zjawiska, podniesienie poziomu wód gruntowych i powrót sedymentacji wodnej w starorzeczu, jak i nasilenie procesów erozyjnych w małych dolinkach można wiązać z fazą ochłodzenia i zwilgotnienia klimatu oraz zwiększonej częstości procesów ekstremalnych rozpoznanej w dolinie Wisły poniżej Krakowa i datowanej na 3500-3000 BP (Kalicki 1991; 2006). Spektrum, z przewagą AP, charakteryzuje się wzrostem udziałów Abies (dо 20%), Carpinus, Fagus, Alnus i spadkiem krzywej Picea. Na głębokości 3,00-2,80, w spektrum z czarnego torfu występuje niski udział roślinności zielnej, natomiast wyżej na głębokości 2,32-2,01 m udział NAP 25

TOMASZ KALICKI jest większy. W tej grupie roślinności najliczniejsze są gatunki ruderalne (Artemisia, Chenopodiaceae), pastwisk i suchych łąk (Asteraceae, Taraxacum, Rumex acetosa/acetosella t. L., Plantago lanceolata L., Polygonum aviculare L., Silenaceae, Poaceae, Umbelliferae, Lathyrus, Centaurea jacea L.). Pojawiają się pojedyncze ziarna pyłku zbóż (Secale), wyspecjalizowane chwasty żyta Centaurea cyanus L. i inne chwasty, np. Odontites. Wzrasta ilość Brassicaceae. W porównaniu z poprzednią LPAZ wzrasta także udział pyłku roślin wilgotnych łąk, z dominującymi Ranunculus, Filipendula, а także Polygonum bistorta L. i Cyperaceae. W zonie tej występuje też maksimum roślinności wodnej (Nuphar). W grupie roślin zarodnikowych przeważają Polypodiaceae. Krzywa Sphagnum spada na początku tej zony i rośnie ponownie pod jej koniec. W spektrum pojawiają się też mikrofosylia Fossombronia, typowe dla nieporośniętych gruntów. Podobieństwo ze spektrum K. Harmaty (1989) wskazuje, że osady akumulowały w okresie 4000-3000 BP. Na ogniwie proluwiów zalega warstwa torfów rozpoczynająca się mułkami torfiastymi. Spąg torfów (2,18-2,15 m) był datowany na 1915±30 BP cal. 20-140 AD. LPAZ Abies-Carpinus-Fagus-NAP obejmuje osady na głębokości 2,01-1,72 m. Są to torfy przykryte w stropie przez mułki (1,80-1,72 m). W całym spektrum początkowo przeważa pyłek AP, a pod koniec wzrasta ilość NAP do 50%. W porównaniu z poprzednią zoną spada ilość Pinus, Alnus, a także Picea. Roślinność suchych łąk staje się bardziej zróżnicowana (Scabiosa, Trifolium, Campanula), pojawia się roślinność otwartych, piaszczystych siedlisk (Sedum, Heracleum) i zwiększa procentowy udział krzewów (Rosa, Juniperus, Ericaceae). Pyłek zbóż (Cerealia, Secale) występuje w całej zonie w niewielkiej ilości. Stwierdzono także obecność Cannabaceae. Wśród chwastów towarzyszących roślinom uprawnym oprócz Centaurea cyanus L., Odontites i Brassicaceae w osadach tej zony pojawia się pyłek Polygonum persicaria L., Papaver, Viola. Podobnie jak poprzednio duży jest udział pyłku roślinności wilgotnych łąk, głównie Ranunculus, Filipendula, Polygonum bistorta L, Cyperaceae, a także Rubiaceae, Thalictrum, Filipendula, Valeriana. W stosunku do poprzedniej zony spada nieznacznie ilość pyłku roślin wodnych takich jak Nuphar i Alisma. Wśród roślin zarodnikowych dominują Polypodiaceae i Equisetum, występuje też roślinność odkrytych gruntów Fossombronia. Pod koniec tej zony pojawiają się zarodniki reliktowego gatunku Osmunda regalis L. Podobieństwo spektrum tej zony do profilów w Dołach Jasielsko-Sanockich (Harmata 1989) wskazuje, że osady akumulowały w okresie 3000-2000 BP. LPAZ Pinus-NAP została wydzielona na głębokości 1,72-0,16 m, gdzie wzrasta udział procentowy pyłku Pinus (do 70%) kosztem udziału pyłku NAP suchych i wilgotnych łąk. Zona ta obejmuje torfy (1,72-1,55 m), których strop (1,60-1,55 m) był datowany na 600±30 BP cal. 1290-1410 AD i zalegające na nich proluwia lessowe. Wśród zbóż pojawia się pyłek Triticum. Z wodnej roślinności stwierdzono pojedyncze ziarna Nymphaea alba L., Nuphar. Wśród zarodnikowych przeważają Pteris, a wyraźnie spada udział Polypodiaceae. Występują też pojedyncze zarodniki roślin odkrytych obszarów (Fossombronia). W górnej części tej zony (powyżej głębokości 40 cm) następuje zmiana stosunku AP do NAP wskutek wyraźnego wzrostu udziału roślinności zielnej. Wśród drzew absolutną przewagę ma pyłek Pinus (do 20-30%), a spotyka się także pyłek innych drzew iglastych (np. Abies) i liściastych. Wśród zielnych dominują gatunki pastwisk, suchych łąk (Taraxacum, Poaceae). Bardzo duży jest udział także zbóż i chwastów gruntów ornych. Ciągłą krzywą mają Cerealia, Secale t., Triticum t., Cannabaceae, Centaurea cyanus L., Brassicaceae, Fagopyrum. Wśród zarodnikowych przeważa Pteris. Osady tej zony akumulowały w okresie 2000-1000 BP, co jest zgodne z diagramem Harmaty (1989). Historia roślinności i zmian antropogenicznych w neoholocenie Dane palinologiczne pozwalają zrekonstruować rozwój roślinności badanego regionu w późnym glacjale i eoholocenie oraz neoholocenie. Poniżej zostaną przedstawione jej zmiany w subboreale i subatlantyku (ryc. 5), kiedy na interesującym nas obszarze funkcjonowały kultury rolniczo-hodowlane, w tym kultura łużycka. W pierwszej fazie subboreału (5000-4200 BP) z chłodniejszym i wilgotniejszym klimatem obszar porastały lasy świerkowe z domieszką sosny, modrzewia i jodły oraz lasy sosnowe z jałowcem w podszycie. W obszarach wododziałowych, dobrze odwadnianych, występowały lasy mieszane: brzozowo-sosnowe, dębowo-świerkowe z domieszką wiązu, lipy i graba, a w podszycie z leszczyną. Rzadko w lasach tych spotykany był jesion i orzech. Polany i brzegi lasu na wyższych zboczach doliny i terasach 26

Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby zarastały trawy (Poaceae), koniczyny (Trifolium), piołuny (Artemisia), komosowate (Chenopodiaceae), mniszki (Taraxacum), rdest ptasi (Polygonum aviculare t. L.), szczawie (Rumex acetosa/acetosella t. L.), goździkowate (Silenaceae), skalnice (Saxifraga), dziurawce (Hypericum), podejźrzony (Botrychium) i skrzypy (Equisetum). W runie lasów świerkowych, iglastych i mieszanych, na leśnych polanach występowały lokalnie paprocie (Polypodiaceae), widłaki jałowcowate i goździste (Lycopodium annotinum L., Lycopodium clavatum L.), nasięźrzały (Ophioglossum). Niskie, wilgotne siedliska zajmowała olcha i wierzba, a w dolinach rzecznych, na brzegach starorzeczy typowe były jaskry (Ranunculus), rutewki (Thalictrum), wiązówki (Filipendula), krwawnice (Lythrum), turzyce (Cyperaceae) i Sphagnum. Wysokie brzegi rzek porastał krzew szakłak (Rhamnus). Pierwsze wskaźniki pyłkowe działalności rolniczej stwierdzono około 4000 BP, kiedy w diagramie obserwuje się wzrost krzywych gatunków ziem uprawnych i pastwisk. Do pierwszej grupy można zaliczyć pyłek konopia Cannabaceae, jednak rośliny te mogą występować także w zespołach ruderalnych i zagrodach dla bydła. Na początku drugiej fazy subboreału, która charakteryzuje się suchszym i cieplejszym klimatem, w składzie lasów obserwuje się stopniowy zanik lipy i wiązu, spadek udziału świerka, natomiast wzrasta udział jodły, podobnie jak graba i buka. Obszar pokrywały lasy mieszane: sosnowo-liściaste, jodłowo- -dębowe, jodłowo-grabowe i jodłowo-grabowo-dębowe, a lokalnie występowały lasy iglaste głównie z jodłą, a także ze świerkiem, modrzewiem i jałowcem w podszycie. Wśród NAP dominują przedstawiciele roślinności łąkowej. Są to złożone (Asteraceae), trawy (Poaceae), goździkowate (Silenaceae), baldaszkowate (Umbelliferae), a także piołuny (Artemisia), szczawie (Rumex acetosa/acetosella t. L.), babka lancetowata (Plantago lanceolata L.), rdest ptasi (Polygonum aviculare t. L.). Niewielki udział ma roślinność wilgotnych i zabagnionych siedlisk, gdyż stwierdzono tylko pojedyncze ziarna turzyc (Cyperaceae), marzenowatych (Rubiaceae), mięty (Mentha), wiązówki (Filipendula), krwawnicy (Lythrum) i kozłka (Valeriana). W oknach wodnych na torfowisku w starorzeczu rósł grzybień biały (Nymphaea alba L.) i grążel (Nuphar). Zwilgotnienie klimatu (~3400-3200 BP) zaznaczyło się wzrostem udziału Picea, a także Salix i Alnus w składzie leśnych biocenoz. Nastąpił rozkwit roślinności wilgotnych siedlisk w skład której wchodziły turzyce Cyperaceae, Polygonum bistorta L., Ranunculus, Rubiaceae, Mentha, Thalictrum, Filipendula, Iridaceae, Valeriana, Sphagnum. Rozprzestrzenienie grążeli Nuphar i pojawienie się żabieńców Alisma świadczą o wzroście ilości okien wodnych na torfowisku w starorzeczu. W tym okresie pojawiają się w diagramie wyraźne pyłkowe wskaźniki ziem uprawnych, gdyż stwierdzono pojedyncze ziarna zbóż (Secale) oraz ich chwastów Odontites i Centaurea cyanus L. (chwast żyta). Wzrasta udział pyłku Brassicaceae, a także ilość roślinności ruderalnej (Artemisia, Chenopodiaceae), co świadczy o zasiedlaniu badanego rejonu przez ludność prowadzącą gospodarkę rolno-hodowlaną. Synchronicznie ze wzrostem krzywej roślinności ruderalnej w spektrach zaznacza się wzrost roślin związanych z pastwiskami (Asteraceae, Taraxacum, Rumex acetosa/acetosella t. L., Potentilla, Plantago lanceolata L., Polygonum aviculare L., Silenaceae, Poaceae). Do tych ostatnich zaliczają się także spory roślinności odsłoniętych gruntów (Fossombronia). W osadach profilu Szymbark (Obidowicz 1989) pyłek Rumex, Plantago lanceolata L. pojawia się około 3200 BP. Pod koniec subboreału (3000-2700 BP) antropogeniczne odlesienie osiągnęło znaczne rozmiary i duże obszary były zajęte przez pola uprawne, a lasy uległy początkowo prześwietleniu, a później doszło do rozerwania ich zwartej pokrywy. Świadczy o tym spadek udziału AP, a w ich obrębie wzrost roślinności krzewiastej (Rosa, Juniperus, Rhamnus, Ericaceae), a także wzrost NAP, a w ich obrębie światłolubnej roślinności zielnej. Wzrosła także bioróżnorodność roślin uprawnych i związanych z nimi chwastów. Wskazuje to na prowadzenie nie tylko gospodarki żarowo-odłogowej, ale także istnienie trwałych pól ornych. Po wyjałowienia uprawianych obszarów były one porzucane dla odnowienia urodzajności. Odłogi zarastały początkowo zbiorowiskami łąkowymi, głownie trawami (Poaceae), а potem lasami iglastymi, głównie sosnowymi oraz lasami brzozowymi i wierzbowymi wykorzystywanymi do wypasów. Od początku subatlantyku (2700 BP) w lasach iglastych dominowała sosna z nieznaczną domieszką jodły, świerka i modrzewia oraz szczedrzeńcem i jałowcem w podszycie. Lokalnie w borach sosnowych występowały w niewielkich ilościach dąb, brzoza i olcha oraz dereń i leszczyna w podszycie. Lipa, wiąz, grab, buk praktycznie zniknęły ze zbiorowisk 27

TOMASZ KALICKI leśnych. Z wkraczanie na odłogi wtórnych lasów sosnowych należy wiązać wzrost udziału Pinus w diagramie pyłkowym od 2000 BP.W tym okresie wzrósł obszar pastwisk i gruntów ornych, gdyż w ich obręb zostały włączone suche i wilgotne łąki, o czym świadczy zniknięcie ze spektrum pyłkowego gatunków tych siedlisk i pojawienie się w diagramie w ich miejsce pyłku zbóż (Cerealia), Secale i Triticum oraz chwastów zbożowych i pastwisk. Obecność w spektrum różnych gatunków zbóż, а także rdestu Polygonum persicaria L. świadczy o istnieniu obszarów odłogowanych, natomiast pyłek wierzbówki Сhamaenerion, zarastającej pogorzeliska, o wypalania lasów przy pozyskiwaniu nowych obszarów uprawnych. O erozyjnych procesach mogą świadczyć zarodniki Fossombronia, typowe dla nieporośniętych obszarów, a także rozwój stożka napływowego, który przykrył osady starorzecza. Około 1000 BP obszar w dalszym ciągu porastały lasy sosnowe, sosnowo-liściaste z jałowcem, leszczyną i dereniem w podszycie. Jednak w porównaniu z poprzednim okresem ich obszar znacznie się zmniejszył, a lasy sosnowe stały się rzadsze i jeszcze bardziej prześwietlone, gdyż w najwyższych 40 cm osadów wyraźnie wzrósł udział NAP w stosunku do AP. Jest to faza maksymalnych antropogenicznych zmian pokrywy roślinnej, z bardzo dużym udziałem w spektrum pyłku roślinności pastwisk i gruntów ornych. Szczególnie wysoki jest udział mniszków Taraxacum (dо 60%) i traw Poaceae (dо 20%). Ciągłe krzywe Cerealia, Secale t., Triticum t., konopie Cannabaceae, chaber bławatek Centaurea cyanus L., krzyżowych Brassicaceae, gryki Fagopyrum wskazują na to, że rolnictwo i hodowla stanowiły główne zajęcia ludności, jednak w oparciu o dane palinologiczne nie można ustalić proporcji, które z tych zajęć było głównym, gdyż produkcja pyłku i jego rozprzestrzenianie jest silnie zróżnicowane dla poszczególnych gatunków. Dyskusja i wnioski Wyniki badań geoarcheologicznych na stanowisku Targowisko 10, 11 oraz w jego rejonie pozwalają na uchwycenie jego kontekstu środowiskowego. Poniżej skupimy się głównie na okresie funkcjonowania na stanowisku ludności kultury łużyckiej, jednak w podrozdziale tym zostanie zawartych też kilka nasuwających się uwag dotyczących starszego i młodszego okresu. Najstarsze ślady pobytu ludności na Targowisku pochodzą jeszcze z górnego paleolitu (interstadiał epe). Niecka fluwialno-denudacyjna uchodząca do doliny Tusznicy po zakończeniu akumulacji lessów była przemodelowywana przez procesy spłukiwania (lessy warstwowane) w warunkach ocieplenia interstadialnego. W krajobrazie dominowała wtedy bezleśna stepo-tundra, jednak na zboczach, w sprzyjających warunkach mikroklimatycznych musiały występować refugia leśne, nawet z gatunkami ciepłolubnymi skoro w paleniskach z tego okresu występują szczątki Quercus sp. (por. Wilczyński 2014a). Występowanie takich refugiów w Karpatach w okresie interpleniglacjału, a nawet maksimum ostatniego zlodowacenia sugerowały już wcześniej dane z doliny Wisłoki (Alexandrowicz et al. 1981). W tym miejscu należy zdecydowanie sprostować błędne cytowanie i poglądy Wilczyńskiego (2014a, 21), że w tym czasie Raba miała cechy płytkiej, szeroko meandrującej rzeki roztokowej (Kalicki et al. 2006, 325). W cytowanej pracy zbiorowej brak jest takiego stwierdzenia, a w świetle geomorfologii rozwinięcie meandrujące wyklucza roztokowe (sic!). Wszystkie dotychczasowe dane zarówno z doliny Raby, jak i górnej Wisły pod Krakowem wskazują na to, że rzeki te miały rozwinięcie roztokowe co najmniej aż do początku böllingu datowania radiowęglowe około 13,2 ka BP z torfów zalegających na korytowych aluwiach roztokowych równin (Kalicki 2006, tam literatura). Zmiana rozwinięcia koryt miała miejsce w późnym glacjale i aż do końca allerödu Wisła i Raba płynęła wielkopromiennymi meandrami. Skoncentrowanie koryta Wisły spowodowało głębokie rozcięcie do 3 m poniżej dzisiejszego poziomu rzeki (Łęg B, Branice-Stryjów) (Kalicki 1991; 2006). Analogiczne rozcięcie miało miejsce w dolnym odcinku Raby (Gębica 1995). Równocześnie jednak strop facji korytowej w obrębie odsypów podniósł się w stosunku do rzeki roztokowej o ponad 2 m (Kalicki 1991), a najstarsze osady facji pozakorytowej zostały złożone na dawnych roztokowych równinach aluwialnych (Rybitwy R1 i R87) przed 11 920±170 i 11 630±140 BP (Kalicki 1992b; 1997). Brak zwartej roślinności (Nalepka 1991) umożliwiał swobodną lateralną migrację koryt po całej równinie zalewowej, czego śladem są wkładki osadów starorzecznych spotykane w całym przekroju dna doliny Wisły (VI poziom wkładek Kalicki 1991). Doprowadziło to też do poszerzenia den dolinnych w wyniku podcięcia plejstoceńskich stożków Prądnika 28

Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby i Dłubni przez zakola Wisły o dużych parametrach (Rondo Mogilskie, Nowa Huta), a lokalnie, do wycięcia półek erozyjnych w płytko zalegającym w tej strefie stropie iłów mioceńskich (Mamakowa 1970; Kalicki 1987; 1992b; Kalicki, Zernickaya 1995) oraz podcinania wysoczyzn przez makromeandry Raby, np. w Targowisku-Przedewsiu. Ochłodzenie młodszego dryasu spowodowało ponowną zmianę Wisły w rzekę roztokową (Kalicki 1991) i porzucenie wielkich allerödzkich meandrów (Rondo Mogilskie, Nowa Huta, Łęg B 11 090±120 BP; Branice-Stryjów 10 920±230 BP) (Kalicki 1992b), które były wypełniane mułkami pylasto-piaszczystymi (Mamakowa 1970; Kalicki 1987; Kalicki, Zernickaya 1995). W analogicznym okresie został odcięty wielki meander Raby w Targowisku-Przedewsiu i były intensywnie zapełniane drobnoklastyczną frakcją pozakorytową, podobnie jak basen powodziowy w Łężkowicach, gdzie mułki akumulowały przed 9850±210 BP (Alexandrowicz, Wyżga 1992). Osady wałów przykorytowych stały się grubsze (Kalicki 1996b; 2000), a w basenach powodziowych na stożku Raby torfy zostały przykryte przez ilaste mady około 10 820±120 (Gróbka G1), 10 640±110 BP (Uście Solne US18) i 10 440±200 (Szczurowa 1 Sz1). Jednak niektóre fragmenty tych torfowisk, pomimo akumulacji osadów pozakorytowych także w eoholocenie (Gróbka G1 10 020±140 BP), zanikły dopiero w preboreale (Strzelce Małe STM-11 9480±100 BP) (Gębica 1995). W torfowisku w dolinie Podłężanki pomiędzy 11 610±100 a 9180±100 BP akumulowane było ogniwo osadów klastycznych. Stopniowe przejście od osadów organicznych w klastyczne, a następnie ponownie w organiczne świadczy, że nie był to jednorazowy epizod depozycyjny, ale okres o innym typie sedymentacji. Również, pomiędzy 11 460±160 a 8750±170 BP, na stożku napływowym Serafy (Osiedle Kolejowe) zostało złożone kolejne ogniwo osadów klastycznych (Kalicki 1997; 2006). Notowane około 10 730±100 BP (Kalicki et al. 2005) zatorfienie fragmentów starszych, nieaktywnych równin aluwialnych (Niepołomice-Korce) było możliwe tylko w obszarach oddalonych od aktywnej strefy koryta Wisły (Brzegi), gdzie następowała wyraźna agradacja piaszczysto-żwirowych aluwiów datowanych na 10 690±190 BP (Kalicki 1992b), która sięgnęła 4 m powyżej współczesnego poziomu Wisły (Kalicki 1991; 2006). W tym czasie, jako aktywna równina aluwialna (por. Bzowski 1973), funkcjonowało również obniżenie na północ od Lasu Grobla i obniżenie Drwinki, co potwierdzają datowania osadów korytowych, które są odpowiednio starsze niż 10 520±110 i 9840±140 BP (Gębica, Starkel 1987; Starkel et al. 1991). Epizod rzeki roztokowej musiał być jednak krótki, gdyż już pod koniec młodszego dryasu koryto uległo ponownej koncentracji, o czym świadczą najstarsze, kopalne wypełnienia starorzeczy poniżej Niepołomic (Zabierzów Bocheński H3, Las Grobla G23) datowane na 10 390±130 BP (Kalicki et al. 1996) i 9780±150 BP (Starkel et al. 1991). Funkcjonowały w tym okresie prawdopodobnie duże, płytkie zakola zachowane w morfologii koło Zabierzowa Bocheńskiego. Spąg organicznego wypełnienia starszego z nich (Borek) był datowany na 9800±80 BP (Kalicki et al. 1996), a młodszego (Drwinka) na 9520±110 BP (Gębica, Starkel 1987; Nalepka 1991). Koryta te zmniejszyły swoje parametry (Brzegi) i migrowały swobodnie po równinie zalewowej, czego ślady znajdujemy w obniżeniu Drwienia (Brzegi, Przewóz), gdzie ich osady korytowe były datowane na 9330±180 BP i 9280±100 BP (Kalicki 1992b), a spąg i strop ich organicznego wypełnienia, zachowanego w formie kopalnej w Zabierzowie Bocheńskim, odpowiednio na 9470±130 BP i 9040±120 BP (Kalicki et al. 1996). Ostatnie badania pokazują, że poniżej Niepołomic następowała bifurkacja Wisły i jedno koryto przebiegało wzdłuż obniżenia Drwinki, a drugie znajdowało się blisko krawędzi terasy w Zofipolu, gdyż wypełnienie paleomeandra (Koźlica Igołomska A) o bardzo małych parametrach było datowane w środkowej części na 8620±50 BP (Kalicki et al. 2005). Na równinach aluwialnych osadzały się mady datowane w obniżeniu Drwienia (Rybitwy) na 9660±180 BP (Kalicki 1992b). Nastąpiła też zmiana typu sedymentacji w starych allerödzkich paleomeandrach (Nowa Huta, Rondo Mogilskie), gdzie, odpowiednio, od 9660±110 BP (Kalicki 1987) i 9390±180 BP (Mamakowa 1970) na młododryasowych mułkach zaczęły narastać torfy. W starorzeczu Raby w Targowisku-Przedewsiu tego typu zmiana jest datowana na nieco wcześniejszy okres (10 280±60 BP). Okres funkcjonowania na stan. 10, 11 w Targowisku neolitycznej osady średniej wielkości kultury ceramiki wstęgowej rytej, dużej osady malickiej, następującego potem środkowo- i późno neolitycznego rozluźnienia sieci osadniczej i w końcu dwóch rozdzielnych osad kultury mierzanowickiej w epoce brązu nie może być szczegółowo scharakteryzowany 29

TOMASZ KALICKI palinologicznie ze względu na brak pyłku w osadach wypełniających paleomeander Targowisko-Przedewsie. Jednak należy tu bardzo wyraźnie podkreślić to, że wpływ ludności tych kultur na zmiany morfologiczne w rejonie stanowiska był znikomy. W starorzeczu odkładały się mułki gytiowate związane z odwapnianiem lessów przykrywających wysoczyznę, a w okresach suchszych i obniżeniu poziomu wód gruntowych paleokoryto ulegało zatorfieniu. Dopiero rozwój na stanowisku dwóch niezależnych, jednoczasowych osad rozdzielonych rozległym cmentarzyskiem spowodował wyraźną zmianę komponentów biotycznych i abiotycznych środowiska. Równocześnie okres ten zbiega się z wyraźnym ochłodzeniem i zwilgotnieniem (Kalicki 1991, 2006), co w diagramie z Targowiska-Przedewsie zaznaczyło się wzrostem udziału Picea, a także Salix i Alnus w składzie leśnych biocenoz, a także rozkwitem roślinności wilgotnych siedlisk i wzrostem ilości okien wodnych na torfowisku w starorzeczu. W tym okresie pojawiają się też wyraźne pyłkowe wskaźniki ziem uprawnych (ziarna zbóż i ich chwastów), pastwisk, roślinności ruderalnej i odsłoniętych gruntów. Antropogeniczne zmiany w warunkach wahnięcia klimatycznego i prawdopodobnie, podobnie jak w przypadku fazy rzymskiej (por. Kalicki 2006), zwiększonej częstości zdarzeń ekstremalnych zainicjowały erozję i rozbudowę stożka napływowego, który zaczął być wsypywany na osady organiczne w starorzeczu (po 3300±30 BP cal. 1670-1500 BC). Prawdopodobnie w tym okresie doszło też do fosylizacji gleby w środkowej części niecki fluwialno-denudacyjnej uchodzącej do doliny Tusznicy, choć wymaga to potwierdzenia poprzez datowanie radiowęglowe lub archeologiczne. Nasilenie erozji stokowej w czasie gwałtownych ulew w tym okresie notowane jest również na stanowisku Brzezie-26, gdzie duże fragmenty ceramiki, jak i powstanie bruku artefaktowego na powierzchni erozyjnej w stropie gleby kopalnej może wskazywać na jeden epizod erozyjno-akumulacyjny (Kalicki, Czerniak 2010, w druku). W samej dolinie Wisły w suchszym okresie i przy pogłębionym korycie osadnictwo kultury łużyckiej schodziło na równinę zalewową (Radwański 1972). Koryto Wisły było tylko niewiele szersze od atlantyckiego, ale meandry miały wyraźnie większy promień i regularny kształt, świadczący o bocznym przemieszczaniu (Kalicki 1991b). Lateralna migracja koryta spowodowała, że w aluwiach, obok pojedynczych drzew datowanych na 3250±100 i 2895±70 BP (Środoń 1980; Rutkowski 1987), pojawia się pierwsza, liczna generacja czarnych dębów (Grabie, Branice-Stryjów) datowana na 3200-3000 BP (1500-1300 cal. BC), w której na pniach występują ślady zatorowych powodzi (Kalicki, Krąpiec 1991; 1996). Migracja doprowadziła też do poszerzania dna doliny poprzez podcinanie terasy lessowej w rejonie Starego Brzeska, a w końcu do odcięcia pojedynczych regularnych meandrów w Śmiłowicach przed 3090±140 BP (Gd-9402), Łęgu A przed 3030±110 BP (Kalicki 1991) i Zabierzowie Bocheńskim-Łąkach przed 3010±70 BP (Kalicki et al. 2005). To uruchomienie bocznej migracji koryta Wisły mogło być, przynajmniej częściowo, związane z wycinaniem lasów bezpośrednio na równinie zalewowej (Kalicki 1991), czego pierwsze ślady w postaci pniaków przypadają na ten okres (Kalicki, Krąpiec 1991; 1996). Powodzie pomiędzy 3590±140 BP a 3260±110 BP wsypały piaszczyste przewarstwienia (ogniwo Vb) do wypełnienia systemu paleomeandrów w Zabierzowie Bocheńskim (Kalicki et al. 1996). Bezpośredni dostęp wód powodziowych do systemu zabierzowskiego był możliwy w wyniku podcięcia go przez meander Wisły w Zabierzowie Bocheńskim- -Łąkach. Większa częstość powodzi, a być może również początek funkcjonowania systemu w Kujawach, były przyczynami ponownego zailenia torfów pod krawędzią terasy lessowej (Pleszów II) po 3260±80 BP (Kalicki 1992b). Natomiast w basenach powodziowych (Płaszów) początkowo akumulacja organiczna była przerywane wkładkami piaszczystych mad. Później, wskutek podniesienia poziomu wód gruntowych i długiego stagnowanie wód, nastąpiło trwałe zatorfienie tego fragmentu obniżenia Drwienia od około 3270±110 BP (Kalicki 1992a). Na ten okres (Kobylany po 3330±100 BP lub 3300±100 BP, gdyż w pracach Alexandrowicza (1996, 1997) jest różna data (sic!) z tym samym numerem laboratoryjnym Gd-2589; Więckowice po 3300±100 BP; Rudawa po 2930±150 BP) przypada również kolejny etap narastania pokryw madowych w zlewni górnej Rudawy (Pazdur, Rutkowski 1987; Alexandrowicz 1996, 1997). W podobnym czasie zaczyna się też narastanie mad w dorzeczu Nidzicy (Bronocice 3460±90 BP, Biedrzykowice 3090±100 BP) (Kruk et al. 1996) i Nidy (Busko 3410±90 BP) (Alexandrowicz 1996). Narastanie stożka w Targowisku uległo zahamowaniu we wczesnym okresie rzymskim przed 1915±30 BP cal. 20-140 AD, kiedy to zaniknęła niewielka osada kultury puchowskiej w północnej części cypla (por. Grabowska, Konieczny 2014). 30

Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby Ponowne uruchomienie erozji gleb i nadbudowanie stożka miąższą serią nastąpiło po 600±30 BP cal. 1290-1410 AD, a więc po założeniu wsi Targowisko, której najstarsza faza jest datowana archeologicznie na 2. poł. XII-XIII w., a poświadczona źródłowo w roku 1198 (Grabowska, Konieczny 2014). Jednak nie należy zapominać, że działalność człowieka odbywała się w warunkach małej epoki lodowej z bardzo licznymi zdarzeniami katastrofalnymi, której początek datowany jest na około 1350 r. W średniowieczu i czasach nowożytnych została także najprawdopodobniej obniżona przykrawędziowa strefa cypla, w której zachowały się tylko ślady obiektów. Tak była datowana tego typu transformacja krawędzi terasy lessowej Wisły, gdzie seria deluwiów lessowych w Krakowie-Wyciążu jest młodsza niż 415±50 BP, cal. 1410-1640 AD (Kalicki et al. 2005), a w Zofipolu deluwia z artefaktami rzymskimi są prawdopodobnie podobnego wieku (Dobrzańska et al. 2013). Podsumowując można stwierdzić, że istotne zmiany w funkcjonowaniu środowiska nastąpiły dopiero po wkroczeniu na obszar stanowiska ludności kultury łużyckiej, która uruchomiła erozję gleb, jednak nastąpiło to w uwarunkowanej klimatycznie fazie z większą częstością zjawisk ekstremalnych. Podobna koincydencja zachodzi w drugiej fazie narastania stożka założenie wsi Targowisko i mała epoka lodowa. Potwierdza to generalne wnioski zawarte w pracy Kalicki (2006), że również w neoholocenie fazy ożywienia działalności fluwialnej związane są z wahaniami klimatu i zgrupowaniami zdarzeń ekstremalnych, a czynnik antropogeniczny odpowiedzialny jest za wzrost skali pewnych zjawisk, np. erozji na stokach i nasileniu odpowiedzi środowiska na impuls klimatyczny. Literatura Alexandrowicz S. W. 1996 Malacofauna of Late Holocene overbank deposits in southern Poland, Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 44, 4, 235-249. Alexandrowicz, S. W. 1997 Malacofauna of Holocene sediments of the Prądnik and Rudawa river valleys (southern Poland), Folia Quaternaria 68, 133-188. Alexandrowicz S. W., Chmielowiec S. 1992 Late Vistulian and Holocene molluscan assemblages of the Bochnia Foothill near Gdów (southern Poland), Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 40, 2, 165-176. Alexandrowicz S. W., Wyżga B. 1992 Late Glacial and Holocene evolution of the Raba river valley floor in the vicinity of the Carpathian border, Southern Poland, Quaternary Studies in Poland 11, 17-42. Alexandrowicz S. W., Klimek K., Kowalkowski A., Mamakowa K., Niedziałkowska E., Pazdur M., Starkel L. 1981 The evolution of the Wisłoka valley near Dębica during the Late Glacial and Holocene, Folia Quaternaria 53, 1-91. Bluszcz A., Pietrzak M. 2001 Datowanie metodami OSL i TL próbek osadów pyłowych z profilu Łazy, (w:) Geneza, litologia i stratygrafi a utworów czwartorzędowych III, Seria geografia 64, Poznań, 59-69. Bzowski M. 1973 Rzeźba i stosunki wodne dna doliny Wisły w rejonie północnej części Puszczy Niepołomickiej, Studia Naturae A 7, 7-37. Czeppe Z., German K. 1979 Regiony fizycznogeograficzne, (w:) Atlas miejskiego województwa krakowskiego 20, Kraków. 1980 Regiony fizyczno-geograficzne miejskiego województwa krakowskiego, Folia Geographica, Series Geographica-Physica 13, 117-143. Dobrzańska H., Kalicki T., Szmoniewski B. Sz. 2013 Natural and human impast on land use change in the Vistula river valley downstream of Cracow in the La Tėne to early Medieval period, (w:) red. S. Kadrow, P. Włodarczak, Environment and subsistence forty years after Janusz Kruk s Settlement studies, Studien zur Archäologie in Ostmitteleuropa / Studia nad Pradziejami Europy Środkowej 11, Rzeszów-Bonn, 359-380. Drobniewicz B., Kalicki T., Kamińska-Szymczak J., Kozłowski J. K. 2008 Artefakty i paleogeografia eneolitycznego stanowiska 17 w Krakowie Kosocicach, (w:) red. J. Chochorowski, Młodsza epoka kamienia. Wybrane znaleziska, Via Archaeologica 117-223. Dzięgielewski K., Kalicki T., Szczerba R. 2004 Flood impact on the artifact distribution on the flood plain: a case study from Podłężanka (southern Poland), (w:) Abstract book 10th Annual Meeting of European Association of Archaeologists, 8-11.09.2004, Lyon, 138-139. 31

TOMASZ KALICKI Dzięgielewski K., Kalicki T., Szczerba R. 2008 Fluvial processes as factors in redistribution of archaeological artefacts on the flood plain: a case study of palaeochannel of the Podłężanka River near Cracow (Southern Poland), (w:) red. T. Kalicki, B. Sz. Szmoniewski, Man and mountains: palaeogeographical and archaeological perspectives, Prace Instytutu Geografi i Uniwersytetu Jana Kochanowskiego w Kielcach 17, 85-95. Gębica P. 1995 Ewolucja doliny Wisły pomiędzy Nowym Brzeskiem a Opatowcem w Vistulianie i holocenie, Dokumentacja Geografi czna 2. Gębica P., Starkel L. 1987 Evolution of the Vistula river valley at the northern margin of the Niepołomice Forest during the last 15 000 years, (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part II, Geographical Studies, Special Issue 4, 71-86. Grabowska B., Konieczny B. 2014 Wielokulturowy kompleks osadniczy na stan. 10, 11 w Targowisku, pow. Wielicki, woj. Małopolskie uwagi wprowadzające, (w:) red. A. Zastawny, Targowisko stan. 10, 11 osadnictwo z epoki kamienia, Via Archaeologica, Kraków, 7-20. Gradziński R. 1955 Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, Arkusz Niepołomice, Warszawa. Harmata K. 1989 Type region P-d: The Jasło-Sanok Depression, Acta Palaeobotanica 29, 2, 25-29. Kalicki T. 1987 Late Glacial paleochannel of the Vistula river in Kraków-Nowa Huta, Studia Geomorphologica Carpatho- -Balcanica 21, 93-108. 1991 The evolution of the Vistula river valley between Cracow and Niepołomice in late Vistulian and Holocene times, (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part IV, Geographical Studies, Special Issue 6, 11-37. 1992a The structure and age of the Drwień depression interrupting the Vistula flood-plain east of Cracow (South Poland), Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 25-26, 89-113. 1992b Zmiany rozwinięcia Wisły pod Krakowem w późnym Vistulianie w świetle nowych stanowisk w Pleszowie i Łęgu, Folia Geographica, Series Geographica-Physica 23, 111-124. 1996a Overbank deposits as indicators of the changes in discharges and supply of sediments in the upper Vistula valley - the role of climate and human impact, (w:) red. L. Starkel, T. Kalicki, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special Issue 9, 43-60. 1996b Phases of increased river activity during the last 3500 years (w:) red. L. Starkel, T. Kalicki, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special Issue 9, 94-101. 1997 The reflection of climatic changes and human activity on sediments of small Forecarpathian tributaries of the Vistula river near Cracow, Poland, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 31, 129-141. 2000 Grain size of the overbank deposits as carriers of paleogeographical information, Quaternary International 72, 107-114. 2006 Zapis zmian klimatu oraz działalności człowieka i ich rola w holoceńskiej ewolucji dolin środkowoeuropejskich, Prace Geografi czne 204. niepubl. Stanowisko Kraków-Bieżanów, maszynopis, Muzeum Archeologiczne, Kraków. Kalicki T., Czerniak R. 2010 Subatlantyckie modelowanie Działów Niepołomicko- -Bielczańskich na przykładzie wczesnołużyckiego stanowiska Brzezie-26 koło Krakowa, (w:) red. M. Karczewski, M. Karczewska, M. Makohonienko, D. Makowiecki, E. Smolska, P. Szwarczewski, Środowisko przyrodnicze, gospodarka, osadnictwo i kultura symboliczna w V w. p.n.e.-vii w. n.e. w dorzeczach Odry, Wisły i Niemna, Poznań, 59-62. w druku Subatlantyckie zmiany rzeźby Działów Niepołomicko- -Bielczańskich na przykładzie wczesnołużyckiego stanowiska Brzezie 26 koło Krakowa, (w:) red. M. Karczewski, M. Karczewska, E. Smolska, Środowisko przyrodnicze, gospodarka, osadnictwo i kultura symboliczna w V w. p.n.e VII w. n.e. w dorzeczach Odry i Wisły, Białystok. Kalicki T., Krąpiec M. 1991 Subboreal black oaks identified from the Vistula alluvia at Grabie near Cracow (South Poland), Kwartalnik AGH, Geologia 17/1-2, 155-171. 1996 Reconstruction of phases of the "black oaks" accumulation and of flood phases, (w:) red. L. Starkel, T. Kalicki, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special Issue 9, 78-85. Kalicki T., Pietrzak M. 1999 Climate changes and human impact reflected in large and small basins in the Polish Carpathians, Boletim Goiano de Geografi a, Special Issue 19/1, 94-95. 32

Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby 2004 Climatic and anthropogenic signals in the Subatlantic sediments of small Forecarpathians valley, (w:) Abstract book 10th Annual Meeting of European Association of Archaeologists, 8-11.09.2004, Lyon, 139. Kalicki T., Tyniec A. 2008 Channel changes and accumulation in small river valleys of Forecarpathian loess area: case studies at early Medieval site in Brzezie-20 near Krakow (S-Poland), (w:) Abstract Book 14th Annual Meeting European Association of Archaeologists, 16-21.09.2008 Malta, 286-287. 2009 Zmiany koryta i sedymentacji w rejonie wczesnośredniowiecznej osady na stanowisku Brzezie 20 koło Krakowa, (w:) red. I. Hildebrandt-Radke, J. Jasiewicz, M. Lutyńska, Zapis działalności człowieka w środowisku przyrodniczym, Poznań, 69-71. Kalicki T., Zernickaya W. P. 1995 Paleogeography of the Vistula valley near Cracow based on sediments and palynology of the Alleröd paleochannel fill, (w:) Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part V, Geographical Studies, Special Issue 8, 9-18. Kalicki T., Dobrzańska H., Calderoni G. 2005 Paleogeografia doliny Wisły poniżej Niepołomic w okresie rzymskim, (w:) red. A. Kotarba, K. Krzemień, J. Świechowicz, Współczesna ewolucja rzeźby Polski, VII Zjazd Geomorfologów Polskich, 19-22.09.2005, Kraków, 171-176. Kalicki T., Górski J., Izdebska E., Konieczny B., Sauchyk S., Simakova G., Wilczyński J., Wojenka M., Zernitskaya V. 2006 Settlement history and changes of the natural processes in the main valleys of Carpathian Foreland: case studies from the Targowisko site in Raba valley (southern Poland), (w:) red. A. Kotarba, K. Krzemień, J. Świechowicz, Abstracts Book of 12th Annual Meeting of European Association of Archaeologists, 19-24.09.2006, Cracow, Kraków, 325. Kalicki T., Starkel L., Sala J., Soja R., Zernickaya V. P. 1996 Subboreal paleochannel system in the Vistula valley near Zabierzów Bocheński (Sandomierz Basin), (w:) red. L. Starkel, T. Kalicki, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part VI, Geographical. Studies, Special Issue 9, 129-158. Klimaszewski M. 1972 Podział geomorfologiczny Polski Południowej, (w:) red. M. Klimaszewski, Geomorfologia Polski 2, Warszawa. Kruk J., Milisauskas S., Alexandrowicz S. W., Śnieszko Z. 1996 Osadnictwo i zmiany środowiska naturalnego wyżyn lessowych. Studium archeologiczne i paleogeografi czne nad neolitem w dorzeczu Nidzicy, Kraków. Mamakowa K. 1962 Roślinność Kotliny Sandomierskiej w późnym glacjale i holocenie, Acta Palaeobotanica 3, 2. 1970 Late-Glacial and Early-Holocene vegetation from the territory of Kraków (Poland), Acta Palaeobotanica 11/1, 3-12. Margielewski W., Obidowicz A., Pelc S. 2003 Late-glacial-Holocene peat bog on Kotoń Mt. and its significance for reconstruction of palaeoenvironment in the Western Outher Carpathians (Beskid Makowski range, south Poland), Folia Quaternaria 74, 31-56. Nalepka D. 1991 Lateglacial and Early Holocene pollen diagrams in the western part of the Sandomierz Basin, Preliminary results, (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part IV, Geographical. Studies, Special Issue 6, 63-74. 1994 Historia roślinności w zachodniej części Kotliny Sandomierskiej w czasie ostatnich 15 000 lat, Wiadomości Botaniczne 38, 3/4, 95-105. Radwański K. 1972 Stosunki wodne wczesnośredniowiecznego Okołu w Krakowie, ich wpływ na topografię osadnictwa, próby powiązania tych zjawisk ze zmianami klimatycznymi, Materiały Archeologiczne 13, 5-40. Ralska-Jasiewiczowa M. red. 1989 Environmental changes recorded in lakes and mires in Poland during the last 13 000 years, III, Acta Palaeobotanica 29. Rauch-Włodarska M., Kalicki T., Włodarski W., Budek A. 2005 Kopalna forma w Brzeziu (zapadlisko przedkarpackie) przejaw aktywności tektonicznej czy procesów geomorfologicznych, Streszczenia referatów i komunikatów, Przewodnik konferencji terenowej, Aktywne uskoki Europy Środkowej VI Ogólnopolska Konferencja Neotektonika Polski, 26-28.09.2005, Srebrna Góra, 83-85. 2007 Young Quaternary fossil graben in the Vistulian loess at Brzezie near Kraków (Carpathian Foredeep, south Poland), Studia Quaternaria 24, 37-45. Rutkowski J. 1987 Vistula river valley in the Cracow Gate during the Holocene, (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part II, Geographical Studies, Special Issue 4, s. 31-50. 33

TOMASZ KALICKI Starkel L. 1960 Rozwój rzeźby Karpat fl iszowych w holocenie, Prace Geografi czne 22. Starkel L., Gębica P., Niedziałkowska E., Podgórska-Tkacz A. 1991 Evolution of both the Vistula floodplain and lateglacial- -early Holocene palaeochannel systems in the Grobla Forest (Sandomierz Basin), (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years, part IV, Geographical Studies, Special Issue 6, 87-99. Środoń A. 1980 Czarny dąb z Dąbia, Wszechświat 3, 74-75. Tyczyńska M., Chmielowiec S. 1988 Mapa geomorfologiczna, (w:) Atlas Miasta Krakowa, Wrocław. Tyniec A., Kalicki T. 2009 Traces of flash floods in the sediments of valley floor near Brzezie site 20 (S-Poland), Abstracts 15th Annual Meeting of the European Association of Archaeologists, 15-20.09.2009 Riva del Garda, 222-223. Valde-Nowak P. 1988 Etapy i strefy zasiedlania Karpat polskich w neolicie i na początku epoki brązu, Wrocław-Warszawa-Kraków. Wilczyński J. 2009 Targowisko a new Late Glacial site in southern Poland, Eurasian Prehistory 6, 96-118. 2014a Paleolityczne oraz mezolityczne wyroby kamienne ze stan. 10, 11 w Targowisku, pow. wielicki, (w:) red. A. Zastawny, Targowisko stan. 10, 11 osadnictwo z epoki kamienia, Via Archaeologica, Kraków, 21-61. 2014b Szczątki zwierząt plejstoceńskiej stepo-tundry wiązane z osadnictwem paleolitycznym na stan. 10, 11 w Targowisku, pow. wielicki, (w:) red. A. Zastawny, Targowisko stan. 10, 11 osadnictwo z epoki kamienia, Via Archaeologica, Kraków, 579-584. Włodarski W., Rauch-Włodarska M., Kalicki T., Budek A. 2006 Quaternary tectonic activity of the central part of the Polish Carpathian Foredeep. Evidences from archaeological open site at Brzezie near Kraków, Geolines 20, 133-134. Tomasz Kalicki Geoarchaeological studies near Targowisko site 10, 11, the Wieliczka district, in the Raba river valley Summary The area was studied during archaeological rescue research on the A-4 highway undertaken by The Institute of Archaeology and Ethnology of the Polish Academy of Sciences, the Archaeological Museum in Cracow and the Jagiellonian University: The Cracow Team for Motorway Survey, Registered Partnership. Targowisko site is located in the Raba valley, tributarry of the Vistula river, about 30 km to ESE from Cracow. Large palaeomeander of the Raba river cut the loess upland, part of the Carpathians Foreland. This abandoned channel filled with organic sediments which were covered with colluvial fan. The loess upland have been settled since the Palaeolithic (about 14800-14 500 BP). Raba was a braided river in the Young Plenniglacial and Interstadial Epe. Its pattern changed in the Late Glacial. According to the pollen data macromeander at Targowisko-Przedewsie was cut off in the end of Alleröd. Oxbow lake with silty sedimenation had existed during Younger Dryas. Organic accumulation started in the beginning of the Holocene (10 280±60 BP cal. 10 450-9850 BC). Very unstable conditions of sedimentation (calcerous gyttja with peat layers, geochemical data) had occurred in the palaeomenader during Eo- and Mesoholocene (7760±40 BP cal. 6650-6480 BC). Pollen was significantly damaged or completely destroyed in these sediments. Peats with small intercalations of calcerous gyttja accumulated during the Subboreal. These changes reflected probably more humid and drier climatic conditions, respectively. In this period first anthropogenic species (i.e. Secale, Centaurea cyanus, Odontites, Fossombronia) occurred in the pollen diagram. Older colluvial fan could be accumulated in the end of the Subboreal (after 3300±30 BP cal. 1670-1500 BC) and beginning of the Subatlantic (before 1915±30 BP cal. 20-140 AD). It could be connected with settlements and human impact of Lusatian culture. Afterwards organic accumulation took place until 600±30 BP cal. 1290-1410 AD when younger fan reflected in morphology was developed. This alluviation could be triggered by Medieval human impact and climatic conditions of Little Ice Age. Translated by T. Kalicki 34