Zarys budowy geologicznej i ewolucji p6lnocno-zachodniej cz«;sci sandru kurpiowskiego

Kwartalnik Geologiczny, t. 34, nr 3, 1990 r. str. 489-502 Leszek MARKS Zarys budowy geologicznej i ewolucji p6lnocno-zachodniej cz«;sci sandru kurpiowskiego W p6lnocno-zachodniej czi sandru kurpiowskiego stwierdzono kilkakrotny rozw6j sandrow (podczas zlodowaceti) oraz dolin rzecznych (w interglacjalach). Strefy wododzialowe zachowaly w plejstocenie polozenie stabilne. Obecna powierzchnia sandru powstala w kilku etapach zmiany kierunku odplywu wad roztopowych u schylku zlodowacenia Wisly. WP Nazwa "sandr kurpiowski" jest malo precyzyjnym geograficzno-geomorfologicznym okresleniem rozleglej powierzchni sandrowej polozonej mi«dzy Wysoczyznct Ciechanowskct na zachodzie oraz Wysoczyznct Kolnenskct na wschodzie (H. Radlicz, 1936). Poludniowct granic«sandru kurpiowskiego stanowi dolina dolnej Narwi, p6lnocnct zas Pojezierza Olsztynskie i MrClgowskie oraz Kraina Wielkich Jezior. W przyblizeniu granica biegnie tu na potudnie od Olsztyna, przez J edwabno, Szczytno, Grabowo, Stare Kielbonki, Mikolajki i Orzysz (fig. 1). Sandr kirrpiowski sklada si«z dw6ch jednostek geomorfologicznych: R6wniny Mazurskiej oraz R6wniny Kurpiowskiej (por. J. Kondracki, 1967, 1972; M. Bogacki, 1976, 1980). R6wnina Kurpiowska znajduje si«calkowicie na przedpolu maksymalnego zasi«gu Ictdo1odu zlodowacenia Wisly, a jej rozw6j wictzano przede wszystkim z fazct leszczytiskct (M. Bogacki, 1976, 1980). R6wnina Mazurska obejmuje obszar nasady sandru kurpiowskiego, polozony juz w strefie obj«tej przez ostatnie zlodowacenie. W schodnia CZ«SC tego obszaru pokryta PUSZCZct Piskct nosi nazw«sandru piskiego (J. Kondracki, 1952, 1972; M. Bogacki, 1967; W. Slowanski; 1971), zas zachodnict okreslano jako sandr galindzki (S.Z. R6Zycki, 1972a). Obie wymienione cz«sci R6wniny Mazurskiej Sct oddzielone wysoczyznct polodowcowct si«gajct-

fg ""'---;AW.a:-- -,,/,--(j PRZASNYSZ o 10 20km I.t.,

Geologia i ewolucja NW cztisci sandru kurpiowskiego 491 c(! ku poludttiowi do rejonu Jedwabna i Szczytna (por. S. Zwierz, 1948; W. Slowatlski, 19720; A. MaD.kowska, W. Slowanski, 1978, 1980). Ostance wysoczyznowe wystetpuj(! r6wniez w obretbie R6wniny Kurpiowskiej: w mietdzyrzeczu Szkwy i Rozogi, a takze w dolnych czetsciach dorzeczy TuroSli i Omulwi, stanowi(!c fragmenty znacznie zdenudowanych dzial6w wodnych mietdzy tymi rzekami. Zdaniem M. Bogackiego (1976) granica mictdzy R6wnirut Mazursk(! a R6wnin(! Kurpiowsk(! oddziela obszar p6lnocny, na kt6rym zachodzila erozja, od obszaru poludniowego - z przewag(! akumulacji i nakladaniem siet na siebie coraz to mlodszych serii sandrowych. Taki pogl(!d wydaje siet bye jednak zbyt duzym uproszczeniem tendencji zjawisk zachodz(!cych na sandrze kurpiowskim, albowiem osady sandrowe wystetpuj(! zar6wno w p6lnocnej, jak w poludniowej czctsci tego obszaru (por. takze H. Pinkow, 1942) i Morna jedynie m6wic 0 <>kres6wej i lokalnej przewadze jednego procesu nad drugim. Budowet geologiczn(! sandru kurpiowskiego dotychczas poznano w stopniu niewystarczaj(!cym. Stosunkowo duzo informacji na ten temat dostarcza praca H. Pinkowa (1942), a w mniejszym stopniu opracowania S. Zwierza (1948, 1953a, b), J. Kondrackiego (1949), A. Baluk (1977a, b, 19780, b, 1985), A. MaDkowskiej i W. Slowanskiego (1978, 1980) oraz W. Slowanskiego (1971, 19720, b, 1978). Niniejsze opracowanie przedstawia zarys budowy geologicznej i ewolucji p6lnocno -zachodniej czctsci sandru kurpiowskiego. Zostalo ono wykonane w ramach CPBR 04.10 i w nawi(!zaniu do wczesniejszych prac autora (L. Marks, 1980, 1984, 1988). W obecnej formie ukonczono je podczas pobytu w RFN w ramach Fundacji Humboldta. ZARYS BUDOWY GEOLOGICZNEJ P6LNOCNO-ZACHODNIEJ CZCI SANDRU KURPIOWSKIEGO P6lnocno-zachodnia CZctSC sandru kurpiowskiego, betd(!ca tematem niniejszego opracowania, obejmuje rejon maksymalnego zasietgu l(!dolodu zlodowacenia Wisly, a wietc poludniowo-zachodni(! czetse R6wniny Mazurskiej i p6lnocno-zachodni(! CZetSC R6wniny Kurpiowskiej (por. J. Kondracki, 1967, 1972; M. Bogacki, 1976, 1980). Zarys budowy geologicznej tego obszaru byl m.m. przedstawiony przez H. Pinkowa (1942), S. Zwierza (1948, 1953b), Z. Michalsk(! (1967), A. Matikowsk(! i W. Siowatlskiego (1978, Fig. 1. Szkic sytuac}jny sandru kurpiowskiegoj zaznaczono zasitigi ldolod6w skandynawskich podczas: stadialu mlawskiego (S3) oraz zlodowacenia Wisly (stadialy W3 i W4 wedtug L Marksa, 1988), a takze linie przekroj6w geologicznych 1-1 i 2-2 Location sketch of the Kurpie Outwashj marked are ice sheet extents during the Mlawa Stadial (S3) and the Wisla Glaciation (stadials W3 and W4 after L Marks, 1988), and geologic sections 1-1 and 2-2

NW m,n.p.m. 160 140.E o "0 z OJ "'5 E o (J o SE mn.p.m 160 120 100? 80 60 o, I Skm ITIIIJ]1-2 I::.: :13 I:.:.'.14 [.:::0;::.'io]5 10:fV1::]6.... :... :.: :....". " :. 60 40 ;10;" :: I o 20 I I I 0-20 Pl M J-2O

Geologia i ewolucja NW czc;ki sandru kurpiowskieo 493 1980) oraz W. Slowatiskiego (1978), natomiast fragmentaryczne obserwacje geomorfologiczne i uwagi paleogeomorfologiczne znaleic moma w pracach J. Kondrackiego (1952), S.Z. R6Zyckiego (l97zb), Z. Michalskiej (1975) i M. Bogackiego (1976, 1980). ZasadnicZ<l trudnoscicl napotykancl w badaniach geologicznych p6lnocno-zachodniej czctsci sandru kurpiowskiego jest nakladanie sift r6mowiekowej sedymentacji sandrowej i rzecznej (por. Z. Michalska, 1967). Osady i formy rzeiby innej genezy wystctpujcl na og61 jedynie wizolowanych ostaticach erozyjnych (fig. 2 i 3). Dokladne rozpoznanie charakteru sedymentacji sandrowej nie jest mozliwe wskutek dose slabego zbadania tego obszaru, wynikajclcego m.in. ze zwartej pokrywy lesnej w znacznej czctsci, braku odslonictc oraz nielicznych otwor6w wiertniczych 0 znanych proftlach geologicznych. Podloze osad6w czwartorzctdowych zostalo stwierdzone w Wichrowcu (na wysokosci - 9,4 m p.p.m.), w Ulesiu (160 m n.p.m.), Wolisku (128 m n.p.m.) i Lipnikach (99 m n.p.m.). Jego powierzchniajest zbudowana z pliocenskich i16w pstrych lub miocenskich i16w, mulk6w i piask6w z wkladkami Wctgla brunatnego. Uksztaltowanie podloza osad6w czwartorzctdowych wykazuje istnienie glctbokiej podluznej depresji 0 orientacji NW -SE, biegnclcej z okolic Wielbarka. Dno tej depresji znajduje sict na glctbokosci od - 40 do - 80 m p.p.m. Przylegle elewacje lezcl natomiast na glctbokosci 80-160 m n.p.m. W podlozu depresji wystctpujcl osady miocenskie, podczas gdy w elewacjach - pliocenskie. Utwory preglacjalne Scl reprezentowane przez kilkumetrowcl serict piask6w rzecznych (?; fig. 2). Na nich lezcl dwie gliny zwalowe zlodowacenia Narwi (?). ZawierajCl one sporcl domieszkct materialu trzeciorzctdowego, g16wnie il6w pstrych i Wctg1a brunatnego. Rozdzielone scl2-metrowcl sericl piask6w (prawdopodobnie fluwioglacjalnych). Interglacjal podlaski (?) reprezentuje kilkudziesictciometrowa seria piask6w i Zwir6w rzecznych. Wy:iej wystctpujcl dwie gliny zwalowe zlodowacen poludniowopolskich, rozdzielone fluwioglacjalnymi piaskami i Zwirami. W interglacjale mazowieckim w p6lnocno-zachodniej czctsci sandru kurpiowskiego wystctpowala duza rzeka tworz<lca do1inct 0 przebiegu NW -SE, w przyblizeniu zgod- Fig. 2. Przekr6j geologiczny 1-1 w rejonie jeziora Omulew Stratygrafia: trzeciorzc;d: M - miocen, PI - pliocen; czwartorzc;d: Pp - preglacjal; zlodowacenje Narwi (?): Nl - stadiat starszy, N2 - stadia! mtodszy; Pr - interglacjat podlaski (?); zlodowacenil poludniowopolskie: PI - zlodowacenie Nidy (?), P2 - zlodowacenie Sanu (?); M - interglacjat mazowiecki; zlodowacenia srodkowopolskie: SI- zlodowacenie Odry, SI/2 - interglacjat lubelski (Grab6wki) S2-S3 - zlodowacenie Warty (S3 - stadia! mtawski); E - interglacjal eemski; zlodowacenie Wisly: W3 i W4 - stooialy wedtug L. Marksa (1988); H - holocen; litologia: 1 - glina zwatowa, 2 - mutki, 3 - otoczaki, 4 - Zwiry, 5 - piaski, 6 - namuly i torfy; liczby okreslaj'l przecic;tne wysokosci powierzchni sandrowych (w m n.p.m.) Geologic section 1-1 in Lake Omulewarea (cf. Fig. 1) Stratigraphy: Tertiary: M - Miocene, Pl- Pliocene; Quaternary: Pp - Prepleistocene; Narew (?) Glaciation: Nl - older stadia), N2 - younger stadia); Pr - Podlasie (1) Interglacial; South Polish Glaciations: Pl- Nida (?) Glaciation, P2 - San (1) Glaciation; M - Mazovian Interglacial; Middle Polish Glaciations: SI - Odra Glaciation, SI/2 - Lublin (Grab6wka) Interglacial, S2-S3 Warta Glaciation (S3 - Mtawa Stadial); E Bemian Interglacial; Wista Glaciation: W3 and W4 - stadials after L. Marks (1988); H - Holocene; lithology: 1 - till, 2 - silts, 3 - pebbles, 4 - gravels,s - sands, 6 - organic muds and peats; numbers indicate mean altitudes (in m a.s.l.)

'i sw NE,W E mn.p.m. 120 100 80 o, I 5km? i l"l" Fig. 3. Przekr6j geologiczny 2-2 w rejonie Jedwabna Objasnienia jak na fig. 2 Geologic section 2-2 in Jedwabno area For explanations see Fig. 2

Geologia i ewolucja NW czc;sci sandru kurpiowskiego 495 nym z przebiegiem depresji w podlozu osad6w czwartorzc(dowych. W dolinie tej zostaly osadzone dwie serie piask6w i Zwir6w rzecznych 0 kilkudziesic(ciometrowej miszosci (fig. 2 i 3). G6m seric( konczy mizy kompleks mulk6w, kt6rego akumulacja mogla bye jui: zwia z tamowaniem odplywu rzecznego przez transgredujcy ldol6d pierwszego ze zlodowacen srodkowopolskich. Osady rzeczne interglacjalu mazowieckiego s przykryte trzema pokladami glin zwalowych zlodowacen srodkowopolskich. Miejscami ulegly one znacznemu zniszczeniu wskutek p6zniejszej erozji sandrowej i rzecznej. Z reguly pelny zestaw tych glin zwalowych zachowal sic( w obrc(bie ostatic6w wystc(pujcych w poludniowej czc(sci sandru kurpiowskiego. Gliny zwalowe zlodowaceti srodkowopolskich s rozdzielone kilku- bdz kilkunastometrowej mizszosci serlami piaskow i Zwir6w, utworzonymi prawdopodobnie przez wody roztopowe na przedpolu transgredujcych ldolod6w. NajniZsza i srodkowa glina zwalowa s ponadto rozdzielone mi i miejscami dwucykliczn seri rzeczn kt6rej powstanie moma wie z interglacjalem lubelskim (Grab6wki: A. Makowska, 1m; L. Lindner, 1984), reprezentowanym w rejonie garbu lubawskiego przez stanowisko jeziornych osad6w interglacjalnych w Losach (K.M. Krupmski, L. Marks, 1985, 1986). Osady rzeczne interglacjalu eemskiego wystc(puj w dolinach 0 przebiegu NW - SE, wcic(tych do 101-110 m n.p.m. Mizose osad6w rzecznych tego wieku nie przekracza 20 m, chociai: miejscami mog<t bye z nimi utozsamiane r6wniez piaski i Zwiry fluwioglacjalne z okresu transgresji ldolodu zlodowacenia Wisly. Zlodowaenie Wisly jest reprezentowane przez dwa poklady glin zwalowych, zachowanych gl6wnie w obrc(bie ostatic6w wysoczyznowych na R6wninie Mazurskiej. Na podstawie rozprzestrzenienia starszej gliny zwalowej, ostatic6w moren czolowych i poziom6w sandrowych moma wyznaczye maksymalny zasic(g ldolodu zlodowacenia Wisly wzdluz linii Szkotowo - na poludnie od Szczytna - i dalej ku wschodowi w kierunku Szczuczyna (fig. 1). W czc(sci zachodniej zasic(g ten byl korelowany z maksymalnym rozprzestrzenieniem l<tdolodu w tym obszarze w fazie leszczynskiej i/lub poznanskiej (R. Galon, L. Roszko, 1961, 1967; L. Roszko, 1968; M. Bogacki, 1976) lub w stadiale W3 (L. Marks, 1988), korelowanym z BIll w Dolinie Dolnej Wisly (A. Makowska, 1986). Najmlodsza glina zwalowa wystc(puje tylko w p6lnocnej czc(sci omawianego obszaru, do linii zasic(gu l<tdolodu w fazie pomorskiej (R. Galon, L. Roszko, 1961, 1967; L. Roszko, 1968; M. Bogacki, 1976) lub stadiale W4 (L. Marks, 1988), korelowanym z BIV w Dolinie Dolnej Wisly (A. Makowska, 1986). Na przedpolu maksymalnego zasic(gu ldolodu zlodowacenia Wisly osady sandrowe, utworzone w r6mych fazach tego zlodowacenia, nakladaj sic( na siebie, tworc skomplikowany obraz budowy geologicznej sandru. Stosunkowo najlepiej zostaly rozpoznane osady najmlodsze, gdyz ulegly one w najmniejszym stopniu zniszczeniu przez wody roztopowe w czasie- zaniku ostatniego ldolodu zlodowacenia Wisly i potem - wskutek holocenskiej erozji rzecznej. Mizose tych osad6w wynosi z reguly kilkanascie metr6w, a ich sp<tg znajduje sic( w rejonie g6rnej Omulwi i Orzyca na

496 Leszek MARKS wysokosci od okolo 140 m n.p.m. do okolo 112 m n.p.m. na SE (fig. 2 i 3). Poza stref p61nocnet osady sandru kurpiowskiego skladajet sit( g16wnie z piask6w drobnoziarnistych (H. Pinkow, 1942). Sporadycznie wystt(pujet takze pojedyncze glazy, pochodzetce z rozmywanych sfarszych glin zwalowych. Uksztaltowanie powierzchni spctgowej najmlodszych osad6w sandrowych wska uje, ze odplyw w p61nocno-zachodniej czt(sci sandru kurpiowskiego odbywal sit( g16wnie wzdluz dw6ch szlak6w sandrowych, mimo iz osady sandrowe Set znacznie szerzej rozprzestrzenione na powierzchni terenu. Jeden z tych szlak6w biegl z NW przez rejon dzisiejszego Jeziora Omulew, a nastt(pnie wzdluz doliny Omulwi. Drugi szlak, kt6ry prawdopodobnie odgrywal wit(kszet rol«, byl skierowany w strefie mit(dzy Szcnem a J edwabnem z NE ku S i SE. W rejonie Wielbarka oba wymienione szlaki sandrowe zlewaly sit( ze sobet (fig. 1). Na powierzchni terenu osady sandrowe budujet kilka poziom6w odplywu w6d roztopowych, zwietzanych z kolejnymi etapami zaniku letdolodu (Z. Michalska, 1975; I. Granacka, 1983). Mozna tu wyr6znic przynajmniej trzy poziomy sandrowe, polozone na wysokosciach 150-160, 138-145 i 130-132 m n.p.m. W miart( postt(pujetcego zaniku letdolodu powstawaly coraz nizej polozone poziomy sandrowe, utworzone w Wyniku coraz bardziej zdecydowanie zaznaczajetcego sit( odplywu ku SE (Z. Michalska, 1975) - w kierunku doliny dolnej Narwi. W ten spos6b wyzsze poziomy sandrowe ulegaly stopniowemu niszczeniu, zachowujetc sit( jedynie w poblizu ostatic6w wysoczyznowych polozonych w obrt(bie powierzchni sandrowej. EWOLUCJA SANDRU KURPIOWSKIEGO Sandr kurpiowski powstal w wyniku wielofazowej sedymentacji w okresie zaniku letdolod6w zlodowacenia Wisly, nakladaj'lcej sit( na starsze osady sandrowe, utworzone jeszcze podczas zlodowaceti srodkowopolskich (Z. Michalska, 1967), a prawdopodobnie r6wniez na interglacjalne osady rzeczne. Liczne poziomy i doliny sandrowe, wystt(pujetce w p61nocnej czt(sci R6wniny Mazurskiej, przewaznie u wylotu rynien polodowcowych i zwizane z kolejnymi etapami zaniku lctdolodu, zlewajet sit( ku S i SW. J ednoczesnie koncentracja odplywu w6d roztopowych spowodowala wyksztalcenie systemu taras6w w dawnych dolinach sandrowych wykorzystywanych obecnie przez Orzyc, Omulew, Rozogt(, Szkwt(, Turosl i Pist( (M. Bogacki, 1967). Na niskich dzialach wodnych oddzielajetcych te rzeki rozwint(ly sit( wydmy (J. Kondracki, 1967; M. Bogacki, 1969). P61nocna granica wystt(powania wydm prawie sit( pokrywa z poludniowet granicq wystt(powania zaglt(bieti i obnizeti po brylach martwego.lodu w obrt(bie powierzchlli sandrowej (M. Bogacki, 1967). Sandr kurpiowski uksztaltowal sit( w strefie rozleglego starego obnizenia (H. Radlicz, 1936), w kt6ryrn akurnulacja zastoiskowa i przeplywy sandrowe rozwijaly sit( co najrnniej od schylku interglacjalu mazowieckiego (H. Pinkow, 1942; Z. Michalska, 1967). W stadiale mlawskim, kiedy 1dol6d dotarl do r6wnoleznika Mlawy (fig. 1; Z.

Geologia i ewolucja NW czsci sandru kurpiowskiego 497 Michalska, 19610, b), przed jego czolem powstalo duze zastoisko obejmujce poludniow i srodkow CZ«SC R6wniny Kurpiowskiej (Z. Michalska, 1961b; S.Z. R6Zycki, 19720, b). Mulki i ily zastoiskowe z tego okresu wyst«puj w poludniowej cz«sci sandru kurpiowskiego m. in. w okolicach Ostrol«ki i R6i:ana. W czasie zaniku ldolodu stadialu mlawskiego wody roztopowe akumulowaly piaski i Zwiry na znacznym obszarze sandru kurpiowskiego. Osady te zachowaly si«na powierzchni jedynie w postaci wysp, m. in. w rejonie Myszytica (M. Bogacki, 1976). Na zapleczu niezbyt wyraznych w tej strefie Moren czolowych stadialu mlawskiego (A. Baluk, 19780) powstala misa koiicowa. W interglacjale eemskim ulegla ona pogl«bieniu przez rzeki plynce ku p6lnocy (S.Z. R6Zycki, 19720, b). Podczas transgresji ldolodu zlodowacenia Wisly bieg rzek z okresu interglacjalu eemskiego ulegl odwr6- ceniu, a ich doliny zostaly zasypane osadami sandrowymi (S.Z. R6Zycki, 1972a, b). Zasadniczy etap powstawania sandru kurpiowskiego przypada na zlodowacenie Wisly, kiedy akumulowane byly g16wnie piaski drobnoziarniste (M. Bogacki, 1967, 1976). Odplyw w6d roztopowych na sandrze kurpiowskim koncentrowal si«jednak podczas zlodowacenia Wisly stale wzdluz tych samych szlak6w sandrowych (M. Bogacki, 1976). Osady sandrowe w poludniowej cz«sci sandru kurpiowskiego lez zwykle na glinie zwalowej z okresu zlodowaceii srodkowopolskich, natomiast w cz«sci srodkowej i p61nocnej na ilach zastoiskowych lub piaskach i Zwirach fluwioglacjalnych ze schylku tego okresu. Dlatego tez, w osadach sandrowych spotyka si«miejscami toczeiice podscielajcych How zastoiskowych (H. Pinkow, 1942). MiZszosc osad6w sandru kurpiowskiego jest zmienna: najmniejsza w cz«sci srodkowej, w przyblizeniu wzdluz linii Ostrol«ka - Myszyniec, gdzie znajduje si«poludnikowy garb podloza sandru, przejawiajcy si«w powierzchni terenu w postaci licznych wysp morenowych (fig. 1). Garb ten oddziela strefy, w kt6rych erozja i akumulacja sandrowa zachodzily intensywniej. W zachodniej cz«sci sandru kurpiowskiego mizszosc osad6w fluwioglacjalnych si«ga 15,5 m (Parciaki), a na wschodzie nawet 23,5 m (Kuzie). JednakZe wiekowe rozdzielenie osad6w sandrowych nie jest na razie moiliwe: spowa partia serii sandrowej moze pochodzic ze zlodowaceii srodkowopolskich, zas miejscami wyst«puj znacznej mizszosci utwory piaszczysto-zwirowe z okresu transgresji ldolodu zlodowacenia Wisly, trudne do oddzielenia od przykrywajcych mlodszych osad6w sandrowych (W. SlowaIiski, 1971). Akumulacja tych ostatnich trwala najdluzej we wschodniej cz«sci R6wniny Kurpiowskiej i zachodzila jeszcze w czasie ostatnich etap6w zaniku ldolodu zlodowacenia Wisly na p6lnoc od Mrowa i GiZycka (M. Bogacki, 1976). W ody roztopowe tworzce sandr kurpiowski wyplywaly z licznych bram lodowcwych usytuowanych u wylot6w rynien lodowcowych (m.in. g6rnej Lyny, jezior: Mar6z, Omulew, Sasek Wielki, Walpusz, Swi«tajno oraz Nidzkiego). W czasie stopniowego zaniku ldolodu rynny te byly wypelniane pogrzebanymi brylami martwego lodu. Jednoczesnie wzdluz nich odbywal si«dalszy przeplyw w6d roztopowych. J ego sladem s dzis fragmentarycznie zachowane kemowe tarasy rynnowe (M.D. Baraniecka, 1969). Na obszarze sandru kurpiowskiego zachowalo si«r6wniez wiele ostaiic6w wysoczyzny polodowcowej z okresu maksymalnego zasi«gu ldolodu zlodowacenia Wisly, roz-

498 Leszek MARKS cif:ttej w czasie zaniku l<tdolodu przez jego wody roztopowe. Do tych ostatic6w przylegaj<t niekiedy fragmenty starszych (wyiej polozonych) poziom6w sandrowych (np. w rejonie Myszytica, Nidzicy i Jedwabna). Powierzchnia sandrowa na R6wninie Mazurskiej jest bardzo urozmaicona licznymi zaglf:tbieniami bezodplywowymi (M. Bogacki, 1969), powstalymi w wyniku wytapiania pogrzebanych bryl martwego lodu (w tym takze w rynnach lodowcowych) oraz plat6w naledzi. Podczas funkcjonowania sandru akumulacja odbywala sif:t na powierzchni tych plat6w i bryllodowych. N a R6wninie Kurpiowskiej, a wic na przedpolu maksymalnego zasigu ostatniego zlodowacenia, powierzchnie sandru urozmaicaj<t jedynie nieliczne i plytkie zaglbienia po lodach naledziowych oraz szlaki dawnych do lin sandrowych (Z. Michalska, 1975). W zaglbieniach powierzchni sandru kurpiowskiego odbywala si w holocenie akumulacja torf6w, namu16w oraz piask6w, gytii i kredy jeziornej. W strefie objtej przez ostatnie zlodowacenie CZf:tsc tych zaglf:tbien jest nadal zajta przez jeziora. WNIOSKI 1. W plejstocenie obszar sandru kurpiowskiego stanowil streff:t, w kt6rej podczas zlodowacen rozwijaly sif:t sandry, natomiast w interglacjalach - doliny rzeczne. 2. Procesy erozji i akumulacji zachodzily w plejstocenie na obszarze sandru kurpiowskiego z niejednakow<t intensywnosci<t: garby i ostatice wysoczyznowe w obrbie sandru kurpiowskiego oddzielaj<t odrbne sandry "elementarne" oraz stanowily czf:tsto wododzialy w okresach interglacjalnych. 3. Obecna powierzchnia sandru kurpiowskiego zostala w przewazaj<tcym stopniu uksztahowana w stadiale W4 (w rozumieniu L. Marksa, 1988) zlodowacenia Wisly; w obrf:tbie sandru wystpuje kilka poziom6w sandrowych utworzonych w czasie maksimum zasif:tgu i recesji 1<tdo1odu tego stadialu. Starsze poziomy sandrowe w p61nocno-zachodniej czsci sandru kurpiowskiego s<t zwi<tzane z odplywem w6d roztopowych ku S i SE, natomiast mlodsze - ze zdecydowanym i dobrze wyrazonym odplywem ku SE, czyli w kierunku doliny dolnej Narwi. Instytut Geologii Podstawowej U niwersytetu Warszawskiego Warszawa, AI. Zwirki i Wigury 93 Nadeslano dnia 11 sierpnia 1989 r.

Geologia iewolucja NW czsci sandru kurpiowskiego 499 PISMIENNICTWO BALUK A. (1977a) - Mapa geologiczna Polski 1:200 000, A - mapa utwor6w powierzchniowych, ark. Ostrolka. Inst. Geol. Warszawa. BALUK A. (1977b) - Mapa geologiczna Polski 1:200 000, B - mapa bez utwor6w czwartorzdowych, ark. Ostrolka. Inst. Geol. Warszawa. BALUK A. (19780) - Mapa geologiczna Polski 1:200 000, A - mapa utwor6w powierzchniowych, ark. Mlawa. Inst. Geol. Warszawa. BALUK A. (1978b) - Mapa geologiczna Polski 1:200 000, B - mapa bez utwor6w czwartorzdowych, ark. Mlawa. Inst. Geol. Warszawa. BALUK A. (1985) - Osady preglacjalne w Opalencu kolo Chorzeli (R6wnina Kurpiowska). Konferencja nt. Pliocenska i eoplejstocenska siec rzeczna i zwiane z nicl kompleksy osad6w gruboklastycznych w Polsce, p. 30-31. WrocJaw. BARANIECKA M.D. (1969) - KJasyfikacja form kemowych na tie typ6w i dynamicznych etap6w deglacjacji. Kwart. Geol., 13, p. 442-458, nr 2.. BOGACKI M. (1967) - Morfologia doliny Pisy na tie poziom6w sandrowych. Pro i Stud. Inst. Geogr. UW, 1, p. 23-124. BOGACKI M. (1969) - Wydmy R6wniny Kurpiowskiej. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 75, p. 327-354. BOGACKI M. (1976) - Wsp6lczesne sandry na przedpolu Skeidararjokull (Islandia) i plejstocenskie sandry w Polsce p6lnocno-wschodniej. Rozpr. UW, 93, p. 1-132. BOGACKI M. (1980) - Types of outwash forms in northeast Poland. Geogr. PoL, 43, p. 25-34. GALON R., ROSZKO L. (1961) - Extents of the Scandinavian glaciations and of their recession stages on the territory of Poland in the light of an analysis of the marginal forms of inland ice. Prz. Geogr., 33, p. 347-364, nr 3. GALON R., ROSZKO L. (1967) - Zasigi zlodowacen skandynawskich i ich stadia16w recesyjnych na obszarze Polski. W: Czwartorzd Polski, p.18-38. PWN. Warszawa. GRANACKA I. (1983) - Czwartorzd obszaru na p6lnoc od Nidzicy ze szczeg61nym uwzgldf1ieniem problematyki sandrowej. Arch. lost. Geol. Podst. UW Warszawa. KONDRACKI J. (1949) - PrzeglCldowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, A - mapa utwor6w powierzchniowych, ark. GiZycko. Zak!. Graf. PZWS. Bydgoszcz. KONDRACKI J. (1952) - Uwagi 0 ewolucji morfologicznej Pojezierza Mazurskiego. Biul. Panstw. Inst. Geol., 5, p. 513-597. KONDRACKI J. (1967) - Geografia fizyczna Polski. PWN. Warszawa. KONDRACKI J. (1972) - Pojezierze Mazurskie. W: Geomorfologia Polski, 2, p. 161-178. PWN. Warszawa. KRUPINSKI KM., MARKS L. (1985) - Stanowisko interglacjalne w Losach kolo Lubawy na Pojezierzu Mazurskim. Kwart. GeoL, 29, p. 767-780, nr 3-4. KRUPINSKI KM., MARKS L. (1986) - Interglacial sediments at Losy, Mazury Lakeland. BUll. Pol. Ac., Earth Sc., 34, p. 375-386, nr 4. LINDNER L. (1984) - An outline of Pleistocene chronostratigraphy in Poland. Acta Geol. Pol., 34, p. 27-49, nr 1-2. MAKOWSKA A. (1977) - Poziom interglacjalny wsr6d osad6w zlodowacenia srodkowopolskiego w dolinie dolnej Wisly. Kwart. Geol., 21, p. 769-787, nr4. MAKOWSKAA. (1986) - Morza plejstocenskie w Polsce: osady, wiek i paleogeografia. Pro lost. Geol., 120, p.1-74. MANKOWSKA A., SLOW ANSKI W. (1978) - Mapa geologiczna Polski 1:200 000, A - mapa utwor6w powierzchniowych, ark. Olsztyn. Inst. GeoL Warszawa. MANKOWSKA A., SLOW ANSKI W. (1980) - Objasnienia do Mapy geologicznej Polski 1:200 000, ark. Olsztyn. Inst. Geol. Warszawa. MARKS L. (1980) - Podloze i stratygrafia osad6w czwartorzdowych w SW czsci Pojezierza Mazurskiego. Kwart. Geol. 24, p. 361-376, nr 2.

500 Leszek MARKS MARKS L (1984) - Zasicrg lctdolodu zlodowacenia battyckiego w rejonie DClbr6wna i Uzdowa (zachodnia czcrsc Pojezierza Mazurskiego). Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 28, p.133-176. MARKS L. (1988) - Relation of substrate to the Quaternary palore1ief and sediments in western Mazury and Warmia (Northern POland). Kwart. Geologia, 14, p. 1-76, nr 1. MICHALSKA Z (1961a) - 0 wieku moren czotowych w okolicy Mtawy i Przasnysza w Swietle badan stratygraficznych i paleomorfologicznych. W: Prace 0 plejstocenie Polski Srodkowej, 1, p. 47-57. MICHALSKA Z. (1961b) - Stratygrafia plejstocenu i paleomorfologia p6tnocno-wschodniego Mazowsza. Stud. Geol. Poi., 7, p. 1-105. MICHALSKA Z. (1967) - Stratygrafia plejstocenu p6tnocnego Mazowsza w metle nowych danych. Acta Geol. Pol., 17, p. 393-418, nr 3. MICHALSKA Z. (1975) - Ewolucja rzeiby okolic Nidzicy w mlodszym plejstocenie. Sesja nauk.-spraw. Pro Geol. Czwart. ZNG PAN, p. 52-61. Warszawa. PINKOW H. (1942) - Geologie und Boden im Gebiet des Narew-Sandr (Siidostpreussen). Schrift. Albertus Univ., Nafurwissenschaft. R, 5, p.l-72. RADLlCZ H. (1936) - Studium morfologiczne Puszczy Kurpiowskiej. Prz. Geogr., 15. ROSZKO L. (1968) - Recesja ostatniego ICldolodu z terenu Polski. Pro Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74, p. 65-100. R6ZYCKI S.Z. (19720) - Plejstocen Polski Srodkowej na tie przesztosci w gornym trzeciorzcrdzie. PWN. Warszawa. R6ZYCKI S.Z. (1972b) - Nizina Mazowiecka. W: Geomorfologia Polski, 2, p. 271-317. PWN. Warszawa. SLOWANSKI W. (1971) - Objasnienia do Mapy geologicznej Polski 1:200 000, ark. Pisz. Inst. Geol. Warszawa. SLOW ANSKI W. (19720) - Mapa geologiczna Polski 1:200 000, A - mapa utwor6w powierzchniowych, ark. Pisz. Inst. Geol. Warszawa. SLOW ANSKI W. (1972b) - Mapa geologiczna Polski 1:200 000, B - mapa bez utworow czwartorzcrdowych, ark. Pisz. Inst. Geol. Warszawa. ' SLOW ANSKI W. (1978) - Mapa geologiczna Polski 1:200 000, B - mapa bez utworow czwartorzcrdowych, ark. Olsztyn. Inst. Geol. Warszawa. ZWIERZ S. (1948) - Przeglctdowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, A - mapa utworow powierzchniowych, ark. Olsztyn. PPPIK. Warszawa. ZWIERZ S. (19530) - przeglctdowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, B - mapa bez utworow czwartorzcrdowych, ark. GiZycko. PPWG. Warszawa. ZWIERZ S. (1953b) - przeglctdowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, B - mapa bez utworow czwartorzcrdowych, ark. Olsztyn. PPWG. Warszawa. Leszek MARKS OUTLINE OF GEOLOGY AND EVOLUTION OF TIlE NORTIlWESfERN KURPIE OU1W ASH, NORTIlERN POLAND Summary Results of geologic and geomorphologic studies of the northwestern Kurpie Outwash are presented. This outwash is to be subdivided (Fig. 1) from a geomorphologic point of view into the Mazury Plain (developed entirely within the extent of the Wista Glaciation) and the Kurpie Plain ( in forefield of the maximum extent of the ice sheet of this glaciation).

Geologia i ewolucja NW czt;sci sandru kurpiowskiego 501 II) spite of incomplete knowledge of geologic structure of the E\lrpie Outwash (Figs 2 and 3), this area is found to have been the scene of repeated glaciofluvial (during glaciations) and fluvial outflows (during interglacials), however with a varied intensity. Present elevations and relics of morainic plateau constituted also many a time the watersheds, either during interglacials or/and glaciations. The present surface of the KUlpie Outwash has been mostly developed at the end of the Wisla Glada tion (minute fragments of older glaciofluvial levels are almost exclusively preserved in margins of relics of older morainic plateau). In that time a gradual change in direction of outflow took place. The initial, generally so\.jthward outflow (mainly in the Nidzica area). has changed step by step into a southeastward one i.e. towards the Lower Narew valley. Translated by the Author