X. GEOLOGIA I EWOLUCJA JEZIORA SZÓSTAK, POJEZIERZE EŁCKIE Anna Lejzerowicz

X. GEOLOGIA I EWOLUCJA JEZIORA SZÓSTAK, POJEZIERZE EŁCKIE Anna Lejzerowicz X.1 Wstęp Według regionalizacji fizycznogeograficznej Polski [Kondracki 2002], Pojezierze Ełckie jest jednym z siedmiu mezoregionów Pojezierza Mazurskiego. Wschodnią i zachodnią granicę wyznaczają kolejne pojezierza: od wschodu Pojezierze Zachodniosuwalskie, natomiast od zachodu Kraina Wielkich Jezior Mazurskich. Na SW znajduje się Równina Mazurska, a od NE do omawianego obszaru przylegają Wzgórza Szeskie. W obrębie Pojezierza Ełckiego można wyróżnić: wał Piłackich Wzgórz, na którym znajduje się Puszcza Borecka oraz właściwe Pojezierze Ełckie pomiędzy Ełkiem, Wydminami i Oleckiem [Lisicki, Pochocka Szwarc niepublikowane A, B]. Administracyjnie Pojezierze Ełckie położone jest w województwie Warmińsko Mazurskim, na obszarze powiatów: ełckiego, oleckiego i giżyckiego. Będące przedmiotem badań jezioro Szóstak, znajdują się w północnej i centralnej części Pojezierza Ełckiego, w gminach Stare Juchy oraz Wydminy, około 25 kilometrów na wschód od Giżycka (Ryc. 1A). Ma ono silnie rozwiniętą linię brzegową (Ryc. 1B) oraz zróżnicowane obszary występowania osadów jeziornych poza dzisiejszą misą jeziora. Opracowanie ma na celu przedstawienie rozwoju tego holoceńskiego zbiornika jeziornego w oparciu o badania geologiczne. Lądolód zlodowacenia północnopolskiego (Wisły) dwukrotnie nasunął się na omawiany obszar [Lindner i in. 1992]. Rejon jeziora Szóstak, swoją urozmaiconą rzeźbę zawdzięcza działalności lądolodu fazy pomorskiej, ostatniej z faz stadiału górnego zlodowacenia Wisły. Lądolód tej fazy zatrzymał się w marginalnej strefie III nazwanej tak przez Kondrackiego [1952]. Wody roztopowe tej fazy oraz kolejnych subfaz recesyjnych (IV, V, VI) odpływały po powierzchni brył martwego lodu wypełniając misę jeziora Szóstak. A Ryc. 1. A) Lokalizacja jeziora Szóstak (www.maps.google.pl, zmienione); B) Rozwinięcie linii brzegowej jeziora Szóstak (zdjęcie lotnicze z Centralnego Ośrodka Dokumentacji Geodezyjnej i Kartograficznej Głównego Urzędu Geodezji i Kartografii) X.2 Budowa geologiczna rejonu jeziora Szóstak Strop utworów podczwartorzędowych w rejonie jeziora Szóstak występuje na głębokości 50 m p.p.m. Na badanym obszarze miąższość utworów czwartorzędowych wynosi od około 157 m do 208 m, a w miejscach kulminacji terenu (okolice wsi Dobra Wola) nawet do 230 m [Lisicki, Rychel 2006]. Rozkład miąższości osadów uzależniony B

jest w głównej mierze od ukształtowania powierzchni podłoża podczwartorzędowego oraz intensywności współczesnych procesów denudacji. Miąższość osadów strefy czołowomorenowej fazy pomorskiej stadiału górnego na badanym terenie wynosi maksymalnie około 120 m [Lisicki, Rychel 2006]. Szczegółowa budowa geologiczna rejonu jeziora Szóstak została przedstawiona na mapie geologicznej (Ryc. 2). Objaśnienia 0 500m Ryc. 2. Mapa geologiczna w skali 1:25 000 wraz z objaśnieniami wg Lejzerowicz [2009] Plejstocen Żwiry i gliny zwałowe moren czołowych spiętrzonych (10) budują łukowatą formę wzdłuż wschodniego brzegu jeziora Szóstak. Gliny budujące tą morenę są szarobrązowe, piaszczysto-żwirowe, zailone, z otoczakami skał skandynawskich. Na powierzchni moreny można zaobserwować głazy narzutowe o średnicy dochodzącej do 1,5 metra. Gliny zwałowe (9). Budują one strefy wysoczyzny morenowej, występują na powierzchni. Są to gliny piaszczysto-żwirowe, ciemnobrązowe, często zailone, z dużą ilością skaleni i otoczaków skał skandynawskich. Glinom często towarzyszą głazy narzutowe maksymalnej średnicy około 1 m. Zaobserwować je można przy skarpach, a także na zaoranych polach. Piaski i żwiry w spływach akumulacji szczelinowej (8) budują usytuowane na północno-zachodnim brzegu jeziora Szóstak (za wsią Czarnówka) dwa wały (ozy) o przebiegu zbliżonym do N-S. W wyrobisku w części południowej jednego z ozów można zaobserwować jego budowę wewnętrzną. W spągu osadów wału można zaobserwować grubszy materiał. Idąc w górę profilu znajdujemy coraz mniej głazów,

zaczynają przeważać większe otoczaki skał skandynawskich. Część stropową budują piaski różnoziarniste z licznymi otoczakami, jednak są one zdecydowanie mniejsze niż w części środkowej profilu. Duży udział frakcji żwirowej oraz często znajdowane głazy sugerują szczelinową genezę tego wału. Materiał ten nie jest przykryty warstwą gliny, co może wskazywać na jego akumulację w szczelinie na powierzchni lodu, co za tym idzie oba wały można zaklasyfikować jako ozy supraglacjalne. Piaski i żwiry kemów (7). Pagórki kemowe występują na południowym i północnozachodnim brzegu jeziora Szóstak. Charakteryzują się one dosyć stromymi stokami i płaskimi powierzchniami szczytowymi. Zbudowane są głównie z piasków drobnoziarnistych, brązowych, nie zawierających głazików. Lokalnie można zaobserwować wkładki żwirów w obrębie piasków. Czasami też spotyka się przewarstwienia tych brązowych piasków z piaskami jasnożółtymi, bardzo drobnoziarnistymi. Gliny zwałowe moren martwego lodu (6) budują większe wzgórza głównie na południowym i południowo-wschodnim brzegu jeziora Szóstak. Moreny te powstają u podnóża krawędzi brył martwego lodu powstałych w wyniku deglacjacji aeralnej. Zbudowane są z glin piaszczysto-żwirowych, ciemnobrązowych, zawierają otoczaki skał skandynawskich, mogą być silnie zailone. Piaski fluwioglacjalne (5) występują na północno-wschodnim brzegu jeziora Szóstak, a także budują równinę sandrową w południowo-zachodniej części badanego obszaru. Piaski te akumulowane były wśród stagnującego lądolodu, a później między bryłami martwego lodu. Osady fluwioglacjalne to drobnoziarniste piaski o barwie od prawie białej do żółtej. Znaleźć w nich można skalenie, ale brak jest większych otoczaków. Holocen Piaski humusowe i żwiry rzeczne (4) pojawiają się w dolinkach i zagłębieniach cieków związanych z jeziorem Szóstak. Są to piaski różnoziarniste bogate w składniki organiczne, które są dostarczane poprzez wymywanie z obszarów podmokłych. Żwiry w korytach rzecznych pochodzą natomiast z wymywania podcinanej przez wody wysoczyzny. Piaski i żwiry jeziorne (3). Osady te występują wzdłuż brzegów jeziora Szóstak budując taras jeziorny. Są to różnoziarniste piaski o barwie od żółtawej do ciemnoszarej, przeważnie zawodnione. Gytie (2) występują w obecnie zarośniętych zatokach jeziora. Razem z piaskami i żwirami jeziornymi dobrze pokazują pierwotny zasięg jeziora Szóstak. Gytie tworzą miąższą pokrywę przekraczającą 5 metrów. Nie są przykryte warstwą torfu, co może wskazywać na gwałtowny spadek poziomu wód w zbiorniku jeziornym (np. w wyniku prowadzonych prac melioracyjnych). Najczęściej są barwy jasnoszarej, miejscami występuje laminacja (składniki organiczne). Powszechne są zachowane w całości oraz pokruszone skorupki mięczaków. Węglan wapnia wchodzący w skład gytii był donoszony do zbiornika jeziornego wskutek jego wymywania z osadów postglacjalnych (żwirów i gliny zwałowej). W postaci kwaśnego CaCO 3 był transportowany w wodach gruntowych, a w zbiorniku jeziornym następowało jego wytrącanie dzięki fotosyntezie roślin. Torfy (1) można znaleźć w większości zagłębień bezodpływowych. Obszary występowania torfów charakteryzują się okresowym dopływem wód lub w ich podłożu występują utwory nieprzepuszczalne takie jak gliny zwałowe. Torfy rejonu jeziora Szóstak często zawierają widoczne makroskopowo szczątki roślin i większe kawałki drewna, są barwy od brunatno-szarej do czarnej.

X.3 Ukształtowanie terenu w bezpośrednim otoczeniu jeziora Szóstak Teren badań charakteryzuje się młodoglacjalną rzeźbą, bardzo dobrze widoczną na powierzchni terenu. Jest to przede wszystkim obszar wysoczyzny polodowcowej oraz rynna subglacjalna, w której obniżeniu znajduje się jezioro Szóstak. Na powierzchni wysoczyzny liczne są moreny martwego lodu oraz kemy. Obniżenia terenu zajmują torfowiska oraz zagłębienia po bryłach martwego lodu. Brzegom jeziora Szóstak towarzyszy prawie ciągły taras jeziorny. Opisane w dalszej części rozdziału formy są zaznaczone na mapie geomorfologicznej (Ryc. 3). Objaśnienia 0 500m Ryc. 3. Mapa geomorfologiczna w skali 1:25 000 wraz z objaśnieniami wg Lejzerowicz [2009] Obszar badań to w przeważającej części wysoczyzna morenowa falista. Jest ona zbudowana z glin zwałowych, znaleźć można również większe głazy. Obszar ten charakteryzuje się występowaniem licznych pagórków i obniżeń wytopiskowych, związanych z bryłami martwego lodu. Strefa moren czołowych spiętrzonych fazy pomorskiej biegnie na wschód od jeziora Szóstak. Wysokości tych ciągów wzgórz sięgają nawet 190 m n.p.m. za wsią Dobra Wola. Spiętrzenie nastąpiło przed czołem oscylującego lądolodu, gdy deglacjacja była już powszechna. Moreny martwego lodu budują wzgórza w obrębie wysoczyzny morenowej falistej. Powstają one u podnóży brył martwego lodu. Mechanizm ich powstawania oraz morfologia przypominają moreny czołowe, jednak są to formy przeważnie mniejsze.

W południowo-zachodniej części terenu znajduje się równina sandrowa, będąca fragmentem szklaku sandrowego o przebiegu północny zachód-południowy wschód. Widoczny na mapie jego fragment znajduje się na wysokości maksymalnie 142 m n.p.m. i przylega bezpośrednio do wysoczyzny morenowej falistej. Na równinie sandrowej znaleźć można liczne obniżenia, co może sugerować akumulację materiału wodnolodowcowego na bryłach martwego lodu. Po ich wytopieniu powstały obniżenia, które następnie zostały wypełnione torfami. Dwie formy akumulacji szczelinowej występują na północny-zachód od jeziora Szóstak, niedaleko wsi Czarnówka. Formy te wydłużone są w kierunku NW-SE, więc zgodnie z przebiegiem rynny polodowcowej, w której leży jezioro Szóstak. Są to dwa wały piaszczysto-żwirowe, o długości maksymalnie 500 metrów i wysokości około 5 metrów. Ich budowa wewnętrzna oraz skład mogą wskazywać na szczelinową genezę. Prawdopodobnie formy te powstawały w otwartych rynnach wyciętych na powierzchni lodowca, na co może wskazywać brak przykrycia gliniastego. Po wytopieniu lodu materiał gromadzony w szczelinach został osadzony na glinach w postaci ciągu wzgórz. Ich geneza oraz budowa są zbliżone do ozu supraglacjalnego [Lejzerowicz 2009]. Formy tego typu występują również na północ od badanego obszaru, w rejonie jeziora Gawlik [Kotowska 2009]. Na zachodnim brzegu jeziora Szóstak liczne są kemy i tarasy kemowe. Zbudowane są one z różnoziarnistych pisaków i żwirów. Ich stoki są dosyć strome a kulminacje płaskie. Często w sąsiedztwie kemów można zauważyć zagłębienia wytopiskowe. Zagłębienia po martwym lodzie występują przede wszystkim na obszarze wysoczyzny. Są to zagłębienia, które powstały w wyniku wytapiania się pogrzebanych brył martwego lodu. Osady je wypełniające to głównie torfy. Dna dolin rzecznych towarzyszą większym ciekom. Są one nieliczne i słabo wykształcone. Mają niewielki głębokości, wypełnione są materiałem pochodzącym z otaczających wzniesień, głównie piaskami humusowymi i żwirami. Towarzyszą im niskie stoki erozyjne. Wokół jeziora Szóstak występuje prawie ciągły taras jeziorny. Spadek poziomu wody z jeziorze może być związany ze zmianami klimatycznymi lub z prowadzonymi na tym obszarze pracami melioracyjnymi już od okresu wczesnego średniowiecza (V-X wiek) do dziś, na co wskazują przeprowadzone badania palinologiczne gytii [Lejzerowicz 2009]. Taras jeziorny zbudowany jest głównie z osadów piaszczysto-żwirowych, a także gytii (duże gytiowisko znajduje się na północno-wschodnim brzegu jeziora). Wokół całego jeziora Szóstak można znaleźć równiny torfowe. Zajmują one obniżenia po bryłach martwego lodu. Towarzyszą kemom i tarasom jeziornym. Dużą część terenu badań zajmuje rynna subglacjalna, którą wypełnia jezioro Szóstak. Ma ona kierunek NNW-SSE odzwierciedlający kierunek ruchu lądolodu oraz ukształtowanie powierzchni podczwartorzędowej. Rynny subglacjalne to wydłużone obniżenia o stromych zboczach, które powstały pod powierzchnią lądolodu na skutek erozji wód. Tworzą one ciągi zagłębień o różnych głębokościach i rozmiarach, odzwierciedlające siłę erozyjną rzeki podlodowcowej oraz jej bieg. Gdy lodowiec ustępuje, rynny subglacjalne wypełniane są bryłami martwego lodu, przez co następuje ich konserwacja. Po wytopieniu lodu najniższą część rynien zajmują jeziora rynnowe [Lindner i in. 1992]. W wyniku drążenia przez spadające wody (eworsji) powstały niektóre przegłębienia w dnach rynien, które osiągają znaczne głębokości przy stosunkowo małej powierzchni. Takie zagłębienia w skałach litych określa się mianem marmitów, natomiast ich odpowiedniki w skałach mało zwięzłych nazywane są głęboczkami. Przegłębienia te zwykle są miejscami występowania jezior rynnowych.

Istnieje kilka teorii na temat powstawania rynien subglacjalnych. Mogą one powstawać w wyniku współdziałania subglacjalnej erozji wodnej i procesów egzaracji lodowcowej w połączeniu z deformacjami osadów podłoża [Błaszkiewicz 2007]. Udział tych czynników w tworzeniu się form rynnowych zależy od wielu czynników m.in. nadkładu lodu, lokalnej morfologii podłoża oraz jego charakteru litologicznego, ciśnienia wód lodowcowych i porowych. Również istotnym elementem podczas kształtowania rynien subglacjalnych była rzeźba preglacjalna, predyspozycje starszego podłoża. Niekiedy można wskazać na ich reprodukcję i częściowa transformację w wyniku działania subglacjalnych procesów erozyjno-akumulacyjnych. Geneza rynien subglacjalnych (ang. tunnel valleys) jest tłumaczona również, jako rezultat drenażu wód roztopowych ponad subglacjalnym osadem [Benn, Evans 1998]. Zgodnie z tą teorią deformowany osad ma tendencję do wpełzywania do kanału, w którym następnie jest wypłukiwany przez płynące wody. Wysokie ciśnienie wody w tunelu spowalnia jego zaciskanie się, podczas gdy zwiększenie przepływu spowoduje powiększenie tunelu. Takie ciągłe wymywanie osadu skutkuje obniżeniem poziomu osadów z najbliższego otoczenia tunelu, co prowadzi do powstania rynny subglacjalniej. Jest ona znacznie większa niż pierwotny kanał, z którego powstała. Po fazie założenia obniżenia następuje faza jego konserwacji bryłami martwego lodu. Czas trwania tego etapu zależy od klimatu i morfologii obniżenia. Procesy wytopiskowe przebiegały z różnym natężeniem już od momentu zaniku lądolodu i trwały nawet do okresu preborealnego w niektórych obniżeniach [Błaszkiewicz 2007]. Na podstawie czasu zaistnienia sedymentacji jeziornej można wyróżnić trzy grupy morfogenetyczne obniżeń: 1) obniżenia jeziorne, w których początek sedymentacji jeziornej związany był z okresem przedallerödzkim, 2) obniżenia, w których jeziora zaczęły się tworzyć w kompleksie böling-alleröd, 3) obniżenia jeziorne, w których absolutny początek sedymentacji nastąpił dopiero w okresie preborealnym. Rynny polodowcowe odzwierciedlają zasięgi i kierunki dawnych nasunięć lodowcowych. Są one prostopadłe do czoło lądolodu i mają orientację zgodną z kierunkiem jego płynięcia. Na obszarze północnej Polski rynny subglacjalne są dobrze zachowane i zawierają liczne jeziora, dobrze dokumentując zasięg ostatniego zlodowacenia [Lindner i in. 1992]. X.4 Współczesne zbiorowiska roślinne Przeważająca część terenów wokół jeziora Szóstak zajęta jest przez zbiorowiska łąkowe i segetalne (Ryc. 4). Zbiorowiska pól uprawnych (segetalne) to skupienia roślin, które pojawiają się samorzutnie w uprawach roślin użytkowych jako chwasty, powstając spontanicznie w warunkach swoistej antropopresji [Matuszkiewicz 2007]. Zbiorowiska ruderalne występują na siedliskach wtórnych, silnie zmienionych przez człowieka. Powstały one mimo woli człowieka jako towarzyszące osadnictwu i prymitywnym szlakom komunikacyjnym. Prawie całe brzegi jeziora Szóstak, a także wyspy porośnięte są zespołem szuwaru trzcinowego, który budowany jest przez słodkowodny makrofit: trzcinę pospolitą. Zespół ten występuje zarówno w głębszych partiach zbiornika, jak również na terenach tylko okresowo zalewanych. Odgrywa on istotną rolę w procesach lądowienia zbiornika jeziornego. Lokalnie na północno-wschodnim brzegu jeziora w okolicach gytiowiska można zaobserwować zespół szuwaru tatarakowego, budowany przez tatarak zwyczajny. Jest to zespół charakterystyczny dla płytkich, eutroficznych wód stojących, silnie odporny na antropopresję oraz występujący na podłożu mineralnym [Matuszkiewicz 2007].

Objaśnienia 0 500m Ryc. 4. Mapa współczesnych zbiorowisk roślinnych w skali 1:25 000 wraz z objaśnieniami wg Lejzerowicz [2009] Zarośla wierzbowe i brzozowe rosną na terenach podmokłych i towarzyszą brzegom rzek na piaszczystych, żwirowatych lub kamienistych aluwiach w zasięgu corocznych wysokich stanów wody. Ols natomiast to las olchowy, który porasta żyzne gleby bagienne wytworzone z torfowisk niskich. Może również występować na glebach murszowych. Olsza czarna jest tutaj dominującym gatunkiem, któremu mogą towarzyszyć brzoza, jesion lub sosna. Kolejnym typem siedliskowym jest las mieszany, który występuje na północnyzachód od jeziora Szóstak. Zajmuje on tereny podmokłe, obszary średnio żyzne a także piaski gliniaste. W tym typie lasu znaleźć można sosnę, brzozę, olszę, dąb, jodłę, modrzew i świerk. W południowo-zachodniej części terenu badań znajduje się typowy las iglasty, w którym dominują sosna, świerk i modrzew, a z drzew liściastych osika, jarząb i brzoza. Lasy te występują na glebach bielicowych, mineralnych, piaszczystych, z niskim poziomem wód gruntowych. Ze względu na dominujący gatunek drzewa lasy iglaste można podzielić na bór świerkowy, w którym dominuje świerk pospolity oraz bór sosnowy gdzie przeważającym gatunkiem jest sosna zwyczajna. Na glebach wytworzonych na glinach zwałowych i piaskach akumulacji lodowcowej, a także na piaskach i madach rzecznych wytworzyły się zbiorowiska roślinne typu grądu subkontynentalnego. Dominującymi gatunkami w drzewostanie są grab, dąb i lipa drobnolistna, czasami występuje również świerk szypułkowy. [Matuszkiewicz 2007].

X.5 Geneza i ewolucja jeziora Szóstak Podczas recesyjnej fazy poznańskiej lądolód przykrył omawiany obszar jego czoło znajdowało się dalej w kierunku południowym [Lisicki, Rychel 2006]. Postępowała jego deglacjacja, wytapianie glin zwałowych oraz akumulacja osadów wodnolodowcowych. W tym czasie nastąpiła szarża czoła lądolodu i złożenie młodszych glin na osadach wodnolodowcowych. Wtedy właśnie powstała strefa moren czołowych spiętrzonych. Po tej szarży lądolód zaczął zamierać, powstał płat lądolodu stagnującego. W rozpadlinach był akumulowany materiał przyszłych kemów, a w lodowych szczelinach płynęły wody, które akumulowały materiał przyszłych form szczelinowych. Tworzyła się w tym czasie młodsza strefa czołowomorenowa, a postój czoła lądolodu był dłuższy. Był to okres fazy pomorskiej. Odpływ wód był tamowany przez zalegający na przedpolu lądolód stagnujący. Wody odpływały szlakiem na południe. Żywy lądolód przeistaczał się powoli w lądolód stagnujący, a deglacjacja postępowała dalej. Gdy czoło lądolodu znajdowało się bardziej na północ od badanego obszaru odpływ wód roztopowych następował w kierunku południowo-wschodnim. W rozszerzającej się szczelinie o kierunku północ-południe następował lokalny odpływ wód. Między powstałymi bryłami martwego lodu zaczęły się tworzyć moreny martwego lodu. Powoli zamierał zorganizowany odpływ wód. W holocenie (po koniec okresu preborealnego) zaczęły intensywnie zanikać ostatnie bryły martwego lodu. Doprowadziło to do powstania licznych zbiorników jeziornych i tworzenia się w obrębie ich mis gytii i torfów [Lisicki, Rychel 2006]. Na młodoglacjalnych obszarach Polski w większości obniżeń jeziornych, również jeziora Szóstak, zauważa się czasową rozbieżność pomiędzy fazą założenia obniżeń, a pojawieniem się w nich jezior. Spowodowane to jest w większości przypadków długotrwałą konserwacją obniżeń bryłami martwego lodu. Początkowo konserwacja ta przebiegała w warunkach klimatu peryglacjalnego [Błaszkiewicz 2007]. Dowodami obecności brył martwego lodu w morfogenezie obniżeń jeziornych są: zachowane różnego rodzaju obniżenia, również rynny subglacjalne, osady morenowe w dnach obniżeń, misy jeziorne, a także struktury deformacyjne w obrębie podłoża mineralnego oraz obecne tzw. torfy bazalne w dnach mis jeziornych Dla dalszego przebiegu ewolucji obniżeń ważna jest długość okresu konserwacji oraz przebieg procesów wytopiskowych, w tym również pojawienie się jezior. Na procesy te miały wpływ przede wszystkim zmiany klimatu oraz lokalna morfologia obniżeń i warunki hydrogeologiczne [Błaszkiewicz 2007]. Na początku faza konserwacji obniżeń przebiegała w warunkach występowania wieloletniej zmarzliny. Gdy pokrywa mineralna osiągała większą miąższość niż głębokość warstwy czynnej wieloletniej zmarzliny, następowało pełne zakonserwowanie obniżeń. Od tego momentu losy brył martwego lodu były ściśle związane z ewolucją zmarzliny, ale jednocześnie miały wpływ na przebieg jej późniejszej degradacji. Jezioro Szóstak jest rynnowym jeziorem holoceńskim i należy do grupy jezior, w których początek sedymentacji nastąpił najwcześniej w okresie preborealnym. Dopiero w tym czasie nastąpiło wytopienie brył martwego lodu. Rozwój jezior tego okresu był poprzedzony fazą torfowiskową. Torfy te mają miąższość do 40 cm i występują bezpośrednio w podłożu mineralnym rynien. Misy wczesnoholoceńskich jezior nie były basenami sedymentacyjnymi (oprócz partii zboczowych niektórych z nich) w okresie późnoglacjalnym, o czym świadczy brak starszych osadów jeziornych w spągu preborealnych torfów bazalnych. Stopniowe ocieplanie się klimatu w kompleksie böllingalleröd spowodowało obniżanie się stropu pogrzebanego lodu, ale odpływ wód hamował ten proces. W starszej części okresu preborealnego rozpoczęła się sedentacja torfów na pokrywie mineralnej. U schyłku tego okresu rozpoczęła się również głębokowodna

akumulacja jeziorna, co wskazuje na to, iż proces wytapiania się pogrzebanych brył martwego lodu przebiegał bardzo szybko. Doprowadziło to do pełnego odpreparowania mis jeziornych u schyłku preboreału. Dalszy rozwój tych młodoglacjalnych jezior uzależniony był od warunków klimatyczno-hydrogeologicznych [Błaszkiewicz 2007]. Objaśnienia Ryc. 5. Schematyczny model powstania jeziora Szóstak wraz z objaśnieniami wg Lejzerowicz [2009] Na Ryc. 5 został zaprezentowany schematyczny model powstania i ewolucji jeziora Szóstak od lokalnego odpływu wód w szczelinie (A) i powstania rynny subglacjalnej (B), fazę konserwacji obniżenia bryłami martwego lodu (C) poprzez fazę torfowiskową (D) do procesów wytopiskowych i powstania jeziora Szóstak (E). X.6 Podsumowanie Rejon jeziora Szóstak charakteryzuje się geologią i morfologią typową dla krajobrazu młodo glacjalnego (Ryc. 3). Osadami występującymi na powierzchni są przede wszystkim plejstoceńskie gliny zwałowe (Ryc. 2), powstałe podczas fazy pomorskiej zlodowacenia Wisły, które są przykryte holoceńskimi osadami jeziornymi (piaskami i żwirami jeziornymi oraz gytiami). Otoczenie jeziora Szóstak to głównie zbiorowiska łąkowe i segetalne, a także wiele osiedli ludzkich (zbiorowisk ruderalnych). Można również zaobserwować duży las mieszany i iglasty, a także bór świerkowy (Ryc. 4). Powszechnie występuje ols. Brzegi jeziora Szóstak oraz wyspy porośnięte są szuwarem trzcinowym. Na terenach podmokłych wokół jeziora występują zarośla wierzbowe i brzozowe. Największy wpływ

na kształtowanie się współczesnej szaty roślinnej na badanym obszarze mają czynniki antropogeniczne. W czasach współczesnych znacznemu rozprzestrzenieniu uległy gatunki, które wykorzystują środowisko silnie przekształcone przez człowieka z korzyścią dla siebie. Natomiast bardziej naturalne zbiorowiska zmniejszyły obszar swojego występowania. Jezioro Szóstak jest jeziorem pochodzenia polodowcowego, które powstało w wyniku drenażu wód roztopowych ponad subglacjalnym osadem w rynnie polodowcowej, która zajmuję większą cześć omawianego obszaru (Ryc. 3). Powstanie tej formy było uwarunkowane litologią i ukształtowaniem powierzchni podczwartorzędowej. Rynna polodowcowa została wykształcona na skutek erozyjnego oraz egzaracyjnego działania lodowca i brakiem możliwości odprowadzenia wód roztopowych (w podłożu słabo przepuszczalne osady gliniaste). Doprowadziło to do powstania kanału, który w wyniku działania ciśnień uformował następnie rynnę. Kierunek rynny pokrywa się z kierunkiem ruchu lądolodu na danym obszarze oraz z formami dolinnymi w starszym podłożu. Rynna jeziora Szóstak powstała w wyniku odpływu wód roztopowych w rozszerzającym się kanale, wzdłuż wcześniej powstałej formy szczelinowej (oz supraglacjalny). Kolejnym etapem było zawalenie się stropu kanału i konserwacja powstałego obniżenia bryłami martwego lodu. Z czasem wykształciła się warstwa torfów (tzw. torfów bazalnych). Ostatnim etapem była faza wytopiskowa, podczas której ostatnie bryły martwego lodu roztopiły się i powstało rynnowe jezioro Szóstak (Ryc. 5). Miało to miejsce prawdopodobnie w okresie preborealnym. Literatura Benn, D.I., Evans, D.J.A. 1998. Glaciers and Glaciation, Arnold, London Błaszkiewicz, M. 2007. Geneza i ewolucja mis jeziornych na młodoglacjalnym obszarze Polski - wybrane problemy. Studia Limnologica et Telmatologica, 1, 1: 5-16 Kondracki, J. 1952. Uwagi o ewolucji morfologicznej Pojezierza Mazurskiego, Biuletyn PIG, 65, 513-549, Warszawa Kondracki, J. 2002. Geografia regionalna Polski, PWN, Warszawa Kotowska, D. 2009 (niepublikowane). Charakterystyka środowisk sedymentacji i ewolucja jeziora Gawlik, Pojezierze Mazurskie. Praca magisterska. Archiwum IGP Wydziału Geologii UW Lejzerowicz, A. 2009 (niepublikowane). Charakterystyka środowisk sedymentacji i ewolucja jeziora Szóstak, Pojezierze Mazurskie. Praca magisterska. Archiwum IGP Wydziału Geologii UW Lindner, L., Lamparski, Z., Madeyska, T., Marks, L., Różycki, S.Z. 1992. Czwartorzęd. Osady, metody badań, stratygrafia, Warszawa Lisicki, S., Pochocka-Szwarc K. (niepublikowane A). Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Orłowo, CAG PIG, Warszawa Lisicki, S., Pochocka-Szwarc K. (niepublikowane B). Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Orłowo, CAG PIG, Warszawa Lisicki, S., Rychel, J. 2006. Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, ark. Wydminy, CAG PIG, Warszawa Lisicki, S., Rychel, J. 2007. Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, ark. Wydminy, CAG PIG, Warszawa Matuszkiewicz, W. 2007. Przewodnik do oznaczania zbiorowisk roślinnych Polski, PWN, Warszawa Nazwa instytucji: Uniwersytet Warszawski, Wydział Geologii Politechnika Warszawska, Wydział Inżynierii Lądowej Opiekun naukowy: dr hab. Anna Wysocka Adres do korespondencji: Politechnika Warszawska, Wydział Inżynierii Lądowej, Al. Armii Ludowej 16, 00-637 Warszawa; a.lejzerowicz@il.pw.edu.pl