Z BADAŃ NAD WPŁYWEM ANTROPOPRESJI NA ŚRODOWISKO. Tom 10

STUDENCKIE KOŁO NAUKOWE GEOGRAFÓW UNIWERSYTETU ŚLĄSKIEGO WYDZIAŁ NAUK O ZIEMI UNIWERSYTETU ŚLĄSKIEGO Z BADAŃ NAD WPŁYWEM ANTROPOPRESJI NA ŚRODOWISKO Tom 10 Pod redakcją Roberta Machowskiego i Martyny A. Rzętały SOSNOWIEC 2009

Redaktor prac Wydziału Nauk o Ziemi Uniwersytetu Śląskiego Andrzej T. JANKOWSKI Prace Wydziału Nauk o Ziemi Uniwersytetu Śląskiego nr 59 RECENZENCI: Stanisław CZAJA, Bolesław DOMAŃSKI, Jacek FORYSIAK, Adam HIBSZER, Andrzej JAGUŚ, Andrzej KAMIŃSKI, Tadeusz MOLENDA, Urszula MYGA-PIĄTEK, Barbara NOWICKA, Mariusz RZĘTAŁA, Tadeusz SZCZYPEK, Krystyna TURKOWSKA, Jan Maciej WAGA, Elżbieta ZUZAŃSKA-ŻYŚKO Fotografie na okładce: 1. Odkrywka poeksploatacyjna Lubstów KWB Konin S.A. (fot. W. Khak) 2. Nad Zbiornikiem Czorsztyńskim (fot. M. Rzętała) 3. Port jachtowy w Mikołajkach nad Jeziorem Mikołajskim (fot. G. Jankowski) Copyright 2009 by Wydział Nauk o Ziemi Uniwersytetu Śląskiego Wszelkie prawa zastrzeżone Wydawca: Wydział Nauk o Ziemi UŚ ul. Będzińska 60 41-200 Sosnowiec Studenckie Koło Naukowe Geografów UŚ ul. Będzińska 60 41-200 Sosnowiec Przygotowanie i druk tomu sfinansowano ze środków Wydziału Nauk o Ziemi UŚ w Sosnowcu i Studenckiego Koła Naukowego Geografów UŚ w Sosnowcu. ISSN 1895-6785 ISSN 1895-6777 Druk: Pracownia Komputerowa Jacka Skalmierskiego, Gliwice, n. 210 egz.

Spis treści WPROWADZENIE... 5 ARTYKUŁY I KOMUNIKATY Marek CIECHOWSKI: Postrzeganie Bonarki w Krakowie... 9 Bartosz CZADER, Eugeniusz FOLTYN, Jan Maciej WAGA: Najstarsze znaleziska archeologiczne w Polsce... 27 Zofia DEMBOWSKA: Charakterystyka limnologiczna zbiornika Goczałkowickiego... 35 Agnieszka KŁOSOK-RZEPISZCZAK: Geomorfologiczne skutki ekstremalnych zjawisk hydrometeorologicznych w dorzeczu Koszarawy... 45 Rafał MARTYNIEW: Wpływ drogi krajowej S3 na komponenty środowiska przyrodniczego Wolińskiego Parku Narodowego w świetle raportów OOŚ... 54 Łukasz NIEWIADOMSKI: Batymetria wybranego starorzecza w Dolinie Górnej Wisły... 65 Daniel OKUPNY: Cechy i geneza torfowisk południowej części Kotliny Kolskiej na tle warunków geomorfologicznych... 71 PRELEKCJE Małgorzata MAŁECKA: Chorwacja mały kraj na wielkie wakacje... 89 Martyna ŻUREK: Turystyka rowerowa w Polsce jako przykład turystyki przyjaznej środowisku... 97 SESJE TERENOWE Daniel OKUPNY, Patrycja GOLAŃSKA: Przyrodnicza charakterystyka istniejących i projektowanych rezerwatów na torfowiskach w województwie łódzkim... 111 SPRAWOZDANIA Grzegorz GAŁEK, Angelika MAJ, Marcin SOLECKI: Sprawozdanie z badań ankietowych dotyczących świadomości Polaków na temat zmian klimatu (styczeń-kwiecień 2009)... 125 Alicja GOLIK: Sprawozdanie z działalności SKNG UŚ w roku akademickim 2008/2009... 130 Alicja GOLIK, Angelika MAJ: Rumunia-Bułgaria 2009 Sprawozdanie z wyjazdu terenowego... 133 Małgorzata GORZEL, Angelika MAJ, Anna NADOLNA, Magdalena SUCHORA: Warsztaty limnologiczne w Borach Tucholskich (Jarcewo 2009)... 143 Spis treści poprzednich tomów opracowania pt. Z badań nad wpływem antropopresji na środowisko... 154 Uwagi dla Autorów przygotowujących pracę do publikacji w opracowaniu pt. Z badań nad wpływem antropopresji na środowisko... 163 str.

Daniel OKUPNY Koło Naukowe Młodych Geografów Geoholicy, Uniwersytet Łódzki Łódź CECHY I GENEZA TORFOWISK POŁUDNIOWEJ CZĘŚCI KOTLINY KOLSKIEJ NA TLE WARUNKÓW GEOMORFOLOGICZNYCH WPROWADZENIE Celem artykułu jest określenie czynników odgrywających kluczową rolę w procesie zatorfienia południowej części Kotliny Kolskiej (rys. 1). Jak wynika z przeglądu literatury (Churski, 1964; Żurek, 1969; Okruszko, 1992) wśród kilku czynników odpowiedzialnych za akumulację osadów biogenicznych najważniejszą rolę odgrywają warunki hydrologiczne, które z kolei zdeterminowane są budową geologiczną i rzeźbą terenu. Analizę prawidłowości, że rozwój oraz egzystencja torfowisk zależy od ukształtowania terenu i budowy geologicznej przeprowadzono na przykładzie cech i genezy torfowisk południowej części Kotliny Kolskiej (Okupny, 2009). Przedstawiona praca posiada charakter badań pilotażowych w ramach podjętego przez autora w 2009 roku studium doktoranckiego z geografii fizycznej. Zanalizowano podstawowe cechy ilościowe (m.in. powierzchnia, wskaźnik zatorfienia, miąższość) i jakościowe (m.in. właściwości fizykochemiczne osadów biogenicznych) udokumentowanych torfowisk. Wstępny etap badań polegał na analizie materiałów kartograficznych (mapy topograficzne w skali 1:10 000, arkusze: Turek, Dąbie, Łęczyca, Dobra, Uniejów i Parzęczew Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1: 50 000). W celu rozpoznania geologicznego zlokalizowanych na ww. mapach mokradeł wykonano około 200 sondowań za pomocą laski holenderskiej. Przyjmując kryteerium miąższości osadów biogenicznych oraz ich litologicznego zróżnicowania wytypowano 36 stanowisk, z których 4 uznano za kluczowe (tj. Podgórze, Światonia, Świnice Warckie, Wierzbowa). Kolejny etap badań polegał na określeniu morfologicznych i geologicznych cech wytypowanych torfowisk. W przypadku stanowisk kluczowych, pomiaru powierzchni oraz miąższości osadów biogenicznych dokonano na podstawie sondowań geologicznych. Powierzchnię pozostałych stanowisk odczytano z arkuszy Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, zaś dane o miąższości osadów pochodzą z sondowań geologicznych i literatury. Dalszy etap prac terenowych polegał na pobraniu za pomocą próbnika torfowego Instorf rdzeni do badań laboratoryjnych. Niezależnie od wielkości torfowiska, na każdym stanowisku pobrano trzy rdzenie po jednym w środkowej części i po dwa w strefie brzegowej. Pobór próbek osadów biogenicznych uzależniono od litologii bądź zmienności właściwości fizycznych w obrębie warstwy osadu tego samego typu genetycznego. Podczas pobierania próbek każdorazowo określano stopień rozkładu torfu za pomocą 10 stopniowej skali von Posta, która nazywana jest metodą pięści lub metodą wyciśnięcia (Tobolski, 2000; Myślińska, 2001). 71

Rys. 1. Położenie obszaru badań na tle podziału fizycznogeograficznego (wg: J. Kondracki, 2001): A: 1 granice prowincji, 2 granice podprowincji; B: 1 granice mezoregionów, 2 sieć rzeczna, 3 położenie stanowisk kluczowych: P Podgórze, Ś Światonia, ŚW Świnice Warckie, W Wierzbowa, 4 granice obszaru badań, 5 numer arkusz SMGP w skali 1: 50 000, 6 stanowiska położone w dnach dolin rzecznych, 7 stanowiska położone na terasie nadzalewowej, 8 stanowiska położone w nieckach międzywydmowych, 9 stanowiska położone na wysoczyźnie. Fig. 1. Location map of the study area against the backgroung of physicogeographical units (after: J. Kondracki, 2001): A: 1 boundaries of provinces, 2 boundaries of subregions; B: 1 boundaries of mesoregions, 2 river network, 3 location preponderant sites: P Podgórze, Ś Światonia, ŚW Świnice Warckie, W Wierzbowa, 4 boundaries of the study area, 5 number Detailed Geological Map of Poland 1: 50 000, 6 location sites in the river valley, 7 location sites in the terrace, 8 - location sites in the pit of aeolian sands, 9 location sites in the till plateau. 72

W ramach badań laboratoryjnych wykonano analizy: zawartości węglanu wapnia w 112 próbkach osadów biogenicznych, stosując metodę Scheiblera (Turski, 1986), podstawowych parametrów fizykochemicznych dla 110 próbek torfu i 8 próbek osadów limnicznych, popielność, spalając osady w piecu w temp. 550 C, ph metodą elektrolityczną, zalewając 4 gramy wysuszonej próbki 40 cm 3 wody destylowanej (Myślińska, 2001). Zgodnie z podziałem fizycznogeograficznym opracowanym przez J. Kondrackiego (2001) obszar badań obejmuje południową część Kotliny Kolskiej (rys. 1), która znajduje się we wschodniej części makroregionu Niziny Południowowielkopolskiej oraz środkowej części podprowincji Nizin Środkowopolskich. Obszar objęty badaniami rozciąga się na zachód od dna doliny Warty na zachodzie do działu wodnego pierwszego rzędu między dorzeczami Wisły i Odry na wschodzie. Granicę południową stanowi krawędź pradoliny warszawskoberlińskiej, biegnąca na południe od Uniejowa i dalej w kierunku wschodnim aż do źródeł rzeki Gnida, a granicę północną południowa krawędź pradolinnego poziomu niskiego (Krajewski, 1977a). Tym samym, współrzędne geograficzne obszaru wynoszą w przybliżeniu 18 37 i 19 13 długości geograficznej wschodniej oraz 51 53 i 52 6 szerokości geograficznej północnej. Wyznaczony w ten sposób analizowany wycinek Kotliny Kolskiej ma powierzchnię 594 km 2. Kotlina Kolska stanowi rozległą równinę, urozmaiconą szerokimi dolinami rzecznymi i pagórkami wydmowymi osiągającymi do 17 metrów wysokości względnej (Krajewski, 1977b; Turkowska i in., 2000; Forysiak, 2005). Osią opisywanego obszaru jest współczesna dolina Warty, której dno o szerokości kilku km, położone jest na wysokości ok. 96 m n.p.m. Podkreślić należy, że badany obszar cechuje się zróżnicowaniem morfologicznym w profilu równoleżnikowym. Zachodnią część stanowi równina aluwialna, położona na wysokości ok. 98 m n.p.m., w przeciwieństwie do bardziej urozmaiconej wschodniej części obszaru, gdzie obok dolin rzecznych licznie występują okazałe wydmy (tab. 1). Tab. 1. Struktura genetycznych typów rzeźby w południowej części Kotliny Kolskiej (wg: Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1: 50 000, arkusze: Turek, Dąbie, Łęczyca, Dobra, Uniejów, Parzęczew). Table 1. Origin type of carving structure in the southern part of the Koło Basin (after: SMGP, sheets: Turek, Dąbie, Łęczyca, Dobra, Uniejów, Parzęczew). Formy powierzchni Powierzchnia km 2 % powierzchni terenu badań Dna dolin rzecznych 135 22,7 Terasy nadzalewowe 193 32,5 Pokrywy eoliczne i wydmy 25 4,2 Wysoczyzna morenowa 241 40,6 Południowa część Kotliny Kolskiej położona jest w całości w obszarze polodowcowym. Po raz ostatni obszar ten pokryty był lądolodem stadiału warty zlodowacenia odry (Baraniecka, 1984; Lindner, 2005), natomiast w vistulianie znajdował się pod wpływem klimatu peryglacjalnego (Dylik, 1953). Współczesny krajobraz terenu badań kształtowany był pod wpływem morfogenezy glacjalnej, peryglacjalnej i umiarkowanej (Dylik, 1953). Z kolei K. Turkowska (2006) podkreśla, że jego charakter był określony makrorzeźbą obszaru wykształconą we wcześniejszym kenozoiku (okresy: przedlodowcowy, lodowcowy i polodowcowy). Miąższość osadów czwartorzędowych waha się od kilkunastu cm w okolicach Roż- 73

niatowa do kilkudziesięciu metrów w obrębie neogeńskich dolin kopalnych (Petera, 2002; Forysiak, 2005). Osady czwartorzędu badanego obszaru odznaczają się dużą zmiennością litologiczną i facjalną. Do głównych utworów powierzchniowych zaliczyć należy warciańskie gliny morenowe oraz piaski i żwiry fluwioglacjalne, piaszczyste aluwia vistuliańskie i pokrywy eoliczne oraz piaszczysto-mułkowe aluwia holoceńskie (tab. 1). ROZMIESZCZENIE TORFOWISK W KOTLINIE KOLSKIEJ NA TLE BUDOWY GEOLOGICZNEJ I RZEŹBY OBSZARU Przestawione wcześniej typy rzeźby cechują się odmienną budową geologiczną oraz odmiennymi warunkami hydrologicznymi, które z kolei decydują o powstaniu i egzystencji torfowisk (Żurek, 1969; Tobolski, 2003). Zatorfienie analizowanego obszaru wynosi 2,72%, zaś średnia powierzchnia udokumentowanych torfowisk sięga 33 ha. Wskaźniki te są bardzo różne w każdym z analizowanych typów rzeźby. W obrębie wysoczyzny morenowej wskaźnik zatorfienia wynosi zaledwie 0,04%, na pokrywach piasków eolicznych 0,15%, a w obrębie den dolinnych aż 8,8%. Spośród wszystkich 36 udokumentowanych złóż w obrębie den dolinnych położonych jest 19 torfowisk, w obrębie teras nadzalewowych 13 torfowisk, podczas gdy w obrębie wysoczyzny morenowej zlokalizowane jest jedno torfowisko (tab. 2). Jeszcze bardziej wyraźnie przestawia się przestrzenne zróżnicowanie średniej powierzchni torfowisk. W obrębie den dolinnych wynosi ona 62,5 ha, w obrębie pokryw piasków eolicznych sięga zaledwie 1,3 ha. Tab. 2. Liczba i powierzchnia torfowisk w obrębie różnych form rzeźby w południowej części Kotliny Kolskiej (wg: D. Okupny, 2009). Table 2. The number and surface of peatlands different type of origin carving in the southern part of the Koło Basin (ater: D. Okupny, 2009). Formy powierzchni Liczba % ogólnej liczby Powierzchnia torfowisk torfowisk torfowisk ha % Dna dolin rzecznych 19 52,78 1187,75 73,49 Terasy nadzalewowe 13 36,11 413,60 25,59 Pola piasków eolicznych i wydmy 3 8,33 3,92 0,24 Wysoczyzna morenowa 1 2,78 11,00 0,68 Razem 36 100,00 1616,27 100,00 Podobnie wygląda sytuacja w przypadku średniej miąższości udokumentowanych torfowisk. Maksymalne miąższości osadów biogenicznych udokumentowano w dnach dolinnych (np. 4,75 m na torfowisku Ner- Zawada oraz 5 m na torfowisku Wilczków). Ogólnie w obrębie den dolinnych średnia miąższość torfowisk przekracza 2 metry, zaś w obrębie teras nadzalewowych średnia miąższość osadów biogenicznych wynosi 1,1 m, zaś w nieckach deflacyjnych nie przekracza nawet 1 metra. Według W. Dembka (2000) za taki stan rzeczy może odpowiadać charakter zagłębień zajmowanych przez torfowiska w obrębie dolin rzecznych, wśród których przeważają głębokie i rozległe obniżenia w dnach dolinnych. 74

Zatem najliczniejszą grupę tworzą torfowiska występujące w dolinach rzecznych. Stanowią one prawie 89% ogólnej liczby i aż 99% ogólnej powierzchni torfowisk. Do drugiej grupy należą torfowiska zalegające w różnego rodzaju zagłębieniach bezodpływowych (niecki międzywydmowe oraz oczka wytopiskowe). Istotnym jest fakt, że torfowiska nie występują wzdłuż całych dolin rzecznych, lecz grupują się w pewnych ich odcinkach. Udokumentowane torfowiska zlokalizowane są przede wszystkim w górnych biegach niewielkich dolin rzek, natomiast w środkowych odcinkach doliny Warty i Neru występują w starorzeczach lub na terasach nadzalewowych (Okupny, 2009). W przypadku zagłębień bezodpływowych warunki do akumulacji torfu nie trwały wystarczająco długo i dlatego w wielu miejscach miąższość torfu nie przekracza 30 cm (przyjęte minimum w kryterium geologicznym). Przykładem takiego stanowiska mogą być dwa niewielkie (łączna powierzchnia to 3 ha) zagłębienia śródwydmowe we wsi Kiki-Kolonia (rys. 2). W obrębie tych mokradeł zalega cienka 30 cm warstwa torfu (rdzenie K-KI i K-KII) o średniej popielności przekraczającej 70%. Rys. 2. Kiki-Kolonia. Zasięg mokradeł na tle ukształtowania terenu (wg: D. Okupny, 2009). Fig. 2. Kiki-Kolonia. Range of extent peatland against the background of topographic features (after: D. Okupny, 2009). Z przedstawionej w tabeli 3 struktury powierzchniowej udokumentowanych torfowisk wynika, że w południowej części Kotliny Kolskiej dominują torfowiska małe (< 20 ha), które stanowią prawie 70% ogólnej liczby torfowisk. Zajmują one jednak niecałe 15% łącznej powierzchni torfowisk. Torfowiska o powierzchni przekraczającej 50 ha, które stanowią zaledwie 22% ogólnej liczby stanowisk, zajmują aż 77% ogólnej powierzchni. 75

Tab. 3. Struktura powierzchniowa torfowisk południowej części Kotliny Kolskiej (wg: D. Okupny, 2009). Table 3. Surface structure of peatlands in the southern part of the Koło Basin (after: D. Okupny, 2009) Przedział wielkości powierzchni Liczba torfowisk Udział w ogólnej liczbie torfowisk Łączna powierzchnia [ ha ] [ szt. ] [ % ] [ ha ] [ % ] < 5 5 13,89 11,17 0,69 5 20 20 55,56 218,9 13,54 20 50 3 8,33 121,0 7,49 50 100 4 11,11 250,7 15,51 > 100 4 11,11 1014,5 62,77 Udział w ogólnej powierzchni torfowisk INTERPRETACJA CECH TORFOWISK W WYBRANYCH STANOWISKACH Zbiornik akumulacji biogenicznej zlokalizowane na północ od Świnic Warckich położone jest w obrębie niewielkich, nieczynnych dolin o układzie równoleżnikowym. W północnej dolinie bezimienny ciek płynie z zachodu na wschód, natomiast w południowej dolinie, ciek o nazwie Struga Figla, płynie ze wschodu na zachód i stanowi prawy dopływ Pisi. Od zachodu, południa i wschodu obiekt ten ograniczają pola przewianych piasków eolicznych oraz wydmy, których wysokości względne nie przekraczają 7,5 metra. Na północ od torfowiska rozciąga się krótki i słabo nachylony stok, który porozcinany jest dolinami denudacyjnymi (rys. 4A). Wyraźnie zaznaczające się w strukturze geologicznej torfowiska (rys. 4B), warstwy gytii drobnodetrytusowej (rdzeń ŚW II) i wapiennej (rdzeń ŚW I), świadczą o znacznych zmianach poziomu wody w jego obrębie (Żurek, 1969). Zalegająca na głębokości od 2,0 do 2,2 m (rdzeń ŚW II), gytia drobnodetrytusowa (zawartość CaCO 3 nie przekraczająca 30%, popielność ponad 80%, odczyn obojętny) odkładała się w warunkach obniżania się poziomu wody (Żurek, 1993). Zalegająca nad osadami jeziornymi 40 centymetrowa warstwa słabo rozłożonego torfu (rdzeń ŚW II), świadczy o tym, że sedentacja zachodziła w warunkach silnego uwodnionienia (Tobolski 2000). Wysoka popielność (około 70%) tej warstwy spowodowana jest zwiększonym udziałem CaCO 3 (około 30%). O przerwaniu stopniowego zarastania zbiornika wodnego świadczy 50 cm warstwa gytii drobnodetrytusowej, która zalega w środkowej części torfowiska na głębokości od 70 do 120 cm. Akumulowany w środowisku limnicznym osad cechuje bardzo duży udział węglanu wapnia (ponad 40%) oraz obojętny odczyn (ph powyżej 7). W stropowej części torfowiska (rdzeń ŚW II) zalega warstwa torfu średnio rozłożonego o popielności przekraczającej nieco 30% przy niewielkim udziale węglanu wapnia (poniżej 2%). Dość znaczny udział allotchonicznej materii mineralnej spowodowany jest użytkowaniem zlewni torfowiska (wylesione wydmy) i wzmożoną działalnością eoliczną. Stanowisko Wierzbowa położone jest w obrębie dna doliny funkcjonującego do dziś cieku, będącego lewym dopływem Gnidy. Zatorfieniu uległ obszar o niewielkim nachyleniu, położony przed przewężeniem doliny cieków płynących z południa na północ (rys. 5A). Udokumentowany podczas kartowania geologicznego pokład średnio rozłożonego torfu cechuje się popielnością (rys. 5B) przekraczającą nawet 60% (rdzenie W I, W II, W III) oraz niewielką zawartością węglanów wapnia (rdzenie W I i W II). Stropową część złoża stanowi silnie roz- 76

łożony torf, w którym dominującym składnikiem jest substancja humusowa. Sedentacja osadu zachodziła przy zmniejszonej dostawie allochtonicznej materii mineralnej (popielność nie przekraczająca 40%) ale przy wzmożonej sedymentacji biogenicznej w rozumieniu sensu stricte (Borówka, 2007) obecność węglanowych skorupek mięczaków, wyrażająca się m.in. w zawartości węglanu wapnia przekraczającej 2%. W strukturze ciemnego osadu dominuje amorficzna substancja humusowa, której genezę w tym przypadku można wiązać z wtórnym rozkładem torfu wskutek odwodnienia torfowiska (Tobolski, 2000; Drzymulska, 2003). Osady torfowiska w Wierzbowej odkładane były w warunkach zalewu okresowego ze stałym podtapianiem przez wysoko zalegające wody gruntowe (Okruszko, 1976), zaś malejąca ku stropowi popielność świadczy o coraz mniejszej ilości zawiesiny transportowanej przez wody przepływowe. Rys. 4. Położenie (A) oraz schemat struktury zbiornika akumulacji biogenicznej i przebieg akumulacji osadów na torfowisku Świnice Warckie (B) rdzeń ŚW II (wg: D. Okupny, 2009; schemat wg: K. Tobolski, 2000 zmienione). Fig. 4. Location (A) and diagram of structure sediments in biogenic accumulative basins and distribution sediments accumulation in Świnice Warckie peatland (B) core ŚW II (after: D. Okupny, 2009; diagram after: K. Tobolski 2000 changed). 77

Rys. 5. Położenie (A) oraz schemat struktury zbiornika akumulacji biogenicznej i przebieg akumulacji osadów na torfowisku Wierzbowa (B) rdzeń W I (wg: D. Okupny, 2009; schemat wg: K. Tobolski, 2000 zmienione). Fig. 5. Location (A) and diagram of structure sediments in biogenic accumulative basins and distribution sediments accumulation in Wierzbowa peatland (B) core W I (after: D. Okupny, 2009; diagram after: K. Tobolski, 2000 changed). W przypadku dwóch pozostałych stanowisk (tj. Podgórze i Światonia) amorficzna struktura osadów uniemożliwiła ilościowe określenie poszczególnych elementów i tym samym stosunki wodne odpowiedzialne za sedentację określonych rodzajów torfu nie zostały odczytane. Wysoka popielność osadów w obu stanowiskach (zakres wartości od 20% do 85%) wynika z obecności w strukturze torfu allochtonicznego materiału mineralnego, który jest 78

świadectwem rozgrywających się w otoczeniu obiektów procesów eolicznych. Bardzo duży udział allochtonicznej substancji mineralnej w torfie powoduje, że osad ten cechuje się amorficzno-ziarnistą a na powierzchni nawet ziarnistą strukturą. Znaczy udział substancji humusowej w obu stanowiskach należy wiązać z wtórnym rozkładem osadu (Drzymulska, 2003). CZYNNIKI ROZWOJU, ZRÓŻNICOWANIA I EGZYSTENCJI TORFOWISK W KOTLINIE KOLSKIEJ Przeprowadzone badania terenowe w obrębie 4 stanowisk kluczowych (tj. Podgórze, Światonia, Świnice Warckie i Wierzbowa) uzupełnione analizą geologiczną i geomorfologiczną dla 32 stanowisk dodatkowych oraz przegląd literatury z zakresu geologii, geomorfologii i paleoeokologii torfowisk (Żurek, 1975; Banaszuk, 2001; Oświt, Dembek, 2001; Tobolski, 2003; Lamentowicz, 2005) pozwoliły wyróżnić pięć czynników odpowiedzialnych za obecny stan zabagnienia Kotliny Kolskiej. Decydującym czynnikiem odpowiedzialnym za rozwój i egzystencję torfowisk na badanym obszarze jest zróżnicowanie morfologiczne i geologiczne, które z kolei wpływa na stosunki wilgotnościowe. Według S. Żurka (1975, 1993) oraz H. Banaszuka (2001) czynnik geomorfologiczny odpowiedzialny jest nie tylko za wytworzenie zagłębienia lub formy dolinnej, w której z czasem powstają torfowiska, ale także za przekształcenia wytworzonej formy (np. procesy eoliczne, stokowe). Podstawowe znaczenie dla rzeźby południowej części Kotliny Kolskiej miała erozja wód pradolinnych w wyniku, której powstała jedna z większych wklęsłych form terenu na Niżu Polskim jaką jest pradolina warszawsko-berlińska (Krajewski, 1977a). O morfologicznym zróżnicowaniu terenu badań decydują poziomy i krawędzie teras, doliny rzeczne (Turkowska i in., 2002; Forysiak, 2005), formy akumulacji wodnolodowcowej oraz pagórki wydmowe (Krajewski, 1977b). Przyczyną zwiększonego wskaźnika zatorfienia, w stosunku do obszarów sąsiednich (Żurek, 1987; Rycharski, Piórkowski, 2001), może być osłabiona infiltracja, którą K. Krajewski (1977a) wiąże z prawie 50% udziałem utworów półprzepuszczalnych i nieprzepuszczalnych w strukturze utworów powierzchniowych. Kolejnym czynnikiem odpowiedzialnym za powstanie i egzystencję torfowisk są warunki hydrologiczne wyrażające się w nadmiernym uwilgotnieniu gruntu, wywołane lokalną nadwyżką bilansu wodnego H. Okruszko (1964). Według S. Żurka (1975) powstanie rozległych torfowisk w obrębie pradolin spowodowane jest przede wszystkim utrudnionym odpływem, którego przyczyną jest niewielki spadek dolin rzecznych (Forysiak, Twardy, 2002). Jedną z przyczyn utrudnionego odpływu mogą być również warunki klimatyczne wyrażające się np. niedostateczną ewapotranspiracją lub zwiększeniem ilości opadów (Żurek, 1975; Okruszko, 1983). Z przeprowadzonych przez S. Żurka (1975) badań w Pradolinie Biebrzy wynika, że jedną z kluczowych przyczyn zainicjowania sedentacji torfu jest temperatura powietrza. Wzrost temperatury w początkach holocenu spowodował nie tylko zanik wieloletniej zmarzliny ale także za sprawą wydłużenia okresu wegetacyjnego umożliwił rozprzestrzenianie się roślinności. Warunki hydroklimatyczne były zapewne przyczyną powstania rozległego torfowiska położonego w martwej dolinie łączącej doliny Neru i Warty. Na podstawie datowania spągu torfu metodą radiowęglową (9 230 + 160 lat BP) ocenia się, że zatorfienie doliny nastąpiło na początku holocenu (Kamiński, Forysiak, 2009), czyli z chwilą kiedy 79

wzrost temperatury uruchomił krążenie wód podziemnych a roślinność spowodowała zmniejszenie odpływu. Czwartym czynnikiem decydującym o akumulacji osadów biogenicznych, w tym głównie torfów, jest czynnik biologiczny. Według D. Drzymulskiej (2003) wyraża się on w warunkach beztlenowych, które zapobiegają rozkładowi martwej substancji roślinnej w obrębie siedlisk mechowiskowych, turzycowiskowych, szuwarowych i olesowych (Okruszko, 1964, 1983). S. Żurek (1975) podkreśla fakt, że czynnik ten wiąże się bezpośrednio z tempem akumulacji torfu i wynika z uwarunkowań geologiczno-morfologicznych i hydro-klimatycznych. Ostatnim czynnikiem, który odpowiada za obecny stan zatorfienia Kotliny Kolskiej jest działalność człowieka (Żurek, 1975; Twardy, Klimek, 2008), która w przeciwieństwie do poprzednich czynników odpowiada nie za akumulację lecz za decesję materii organicznej w torfowiskach. Do głównych przyczyn ubytku materii organicznej zalicza się odwodnienie torfowisk oraz eksploatację torfu (Żurek, 1987). Znaczący wpływ na kurczenie się masy organicznej, osiadanie i murszenie torfowisk wywarło osadnictwo olęderskie (Forysiak i in., 2004). Prowadzone przez osadników karczowanie lasów i zarośli oraz melioracja terenów podmokłych w okolicach Uniejowa przyczyniły się do powiększenia powierzchni gruntów użytkowanych rolniczo (Goldberg, 1957; Forysiak i in., 2004). Przyjęte w badaniach terenowych torfowisk kryterium geologiczne (Tobolski, 2000, 2003) pozwoliło określić ich genezę (zarastanie jeziora czy paludyfikacja). Powstawanie torfowisk w południowej części Kotliny Kolskiej odbywało się przez zabagnianie gruntów mineralnych oraz przez zarastanie zbiorników wodnych (rys. 6). Wśród udokumentowanych geologicznie torfowisk (tab. 4) liczbowo dominują torfowiska plaudyfikacyjne (ponad 73% liczby), zaś powierzchniowo dominują torfowiska limnogeniczne (niecałe 60% powierzchni). Podobną sytuację stwierdził Dembek (2000) dla obszaru staroglacjalnego wschodniej Polski. Z genezą torfowisk oraz formami geomorfologicznymi w jakiej one występują związana jest miąższość osadów biogenicznych, która według W. Dembka (2000) jest jedną z podstawowych cech decydujących o stabilności torfowisk w krajobrazie. Największe średnie miąższości, wynoszące ponad 2 metry występują w obrębie dolin rzecznych, gdzie proces akumulacji biogenicznej zainicjowany został na początku holocenu. Należy zwrócić uwagę, że są to także torfowiska o największej powierzchni (nierzadko przekraczające 50 ha). Zdecydowanie mniejsza jest miąższość a także powierzchnia złóż występujących w zagłębieniach deflacyjnych, w źródłowych odcinkach dolin rzecznych oraz w strefach wododziałów różnych rzędów. Nawiązując do koncepcji I. Perelmana (1971), badaną część Kotliny Kolskiej należy zaliczyć do obszaru tranzytowo-akumulacyjnego, w którym rozległe i głębokie mokradła występują głównie w rozległych dolinach rzecznych, przebiegających na peryferiach obszaru, zaś nieduże i płytkie torfowiska zlokalizowane są w niewielkich zagłębieniach w środkowej części obszaru. Podobny charakter posiada Równina Łowicko-Błońska (Rycharski, Piórkowski, 2001). Rozpoznanie geologiczne kluczowych stanowisk potwierdziło, że od charakteru zasilania zależą właściwości fizykochemiczne osadów biogenicznych akumulowanych w torfowiskach. Zalegający na dnie torfowisk słabo lub średnio rozłożony torf, świadczy o jego sedentacji w warunkach silnego przewodnienia, w przeciwieństwie do stropowych części torfowisk, gdzie przesuszone partie złoża torfu kryją osad silnie rozłożony (Tobolski, 2000). Taki 80

układ warstw potwierdza tezę M. Jasnowskiego (1975) i K. Tobolskiego (2000), że stopień rozkładu torfu nie kształtuje się jako funkcja czasu. Wśród torfowisk badanego obszaru dominuje obecnie wtórny rozkład, który związany jest z odwodnieniem mokradeł (Drzymulska, 2003). Pierwotny rozkład materii organicznej zachodzi jedynie na stanowiskach, gdzie występuje żywy, torfotwórczy element zbiornika (tzw. akrotelm). Tym samym 91% badanych torfowisk posiada charakter hiplotelmiczny (jedynie katotelm w budowie torfowiska), w przeciwieństwie do pozostałych stanowisk (tj. Czarny Las, Ner-Zawada, Wilczków), gdzie występuje zarówno akrotelm jak i katotelm, stąd należy je zaliczyć do zbiorników o charakterze diplotelmicznym (Tobolski, 2000). Rys. 6. Przykłady stanowisk występowania osadów autochtonicznych i allochtonicznych w torfowiskowych (A) i jeziornych (B) zbiornikach akumulacji biogenicznej w południowej części Kotliny Kolskiej (wg: D. Okupny, 2009; schemat wg: K. Tobolski, 2000 zmienione): 1 silnie rozłożony torf, 2 średnio rozłożony torf, 3 osady jeziorne. Fig. 6. Samples of peatlands on which are deposits autochtonous and allochtonous in peatlands and limnic of sediments in biogenic accumulative basins in the the southern part of the Koło Basin (after: D. Okupny, 2009; diagram after: K. Tobolski 2000 changed): 1 strong peat decomposition degree, 2 mean peat decomposition degree, 3 limnic deposits. Tab. 4. Podział torfowisk południowej części Kotliny Kolskiej ze względu na genezę (wg: D. Okupny, 2009). Table 4. Origin of peatlands in the southern part of the Koło Basin (after: D. Okupny, 2009). Geneza torfowiska Liczba torfowisk % liczby torfowisk % powierzchni torfowisk Średnia powierzchnia torfowiska (ha) Paludyfikacyjne 11 73,33 41,23 43,8 Limnogenicze 4 26,67 58,77 171,68 Zróżnicowane parametry chemiczne osadów biogenicznych na stanowisku w Świnicach Warckich potwierdzają, że procesy sedentacji torfu i akumulacji gytii przebiegały zupełnie inaczej w środkowej i brzeżnej części torfowiska, co również stwierdzili T. Chur- 81

ski i J. Oświt (1996) na torfowisku Modlimowo w północno-zachodniej Polsce. W pozostałych stanowiskach nie stwierdzono zasadniczych różnic jeśli chodzi o parametry chemiczne osadów akumulowanych w obrębie tego samego torfowiska. Przyczyną takiego stanu rzeczy może być niewielka powierzchnia badanych stanowisk i co za tym idzie niewielkie zróżnicowanie warunków oksydakcyjno-redukcyjnych panujących w obrębie poszczególnych torfowisk (Pokojska, Prusinkiewicz, 1982; Malawska i in., 2006; Okupny, 2009). Akumulacja torfu w dolinach rzecznych przebiegała zazwyczaj w warunkach podwyższonego natlenienia oraz w środowisku obojętnym lub słabo kwaśnym (np. Wierzbowa i Świnice Warckie), w przeciwieństwie do zagłębień bezodpływowych (np. Podgórze), gdzie ze względu na brak przepływu powierzchniowego sedentacja torfów zachodziła w warunkach redukcyjnych i w środowisku kwaśnym, które opisywał już I. Perelman (1971). Z zestawionych w tabeli nr 5 parametrów fizykochemicznych osadów w obrębie kluczowych stanowisk badawczych wynika, że osady biogeniczne wykazują dużą zmienność właściwości i dlatego zaliczane są do jednych z najbardziej niejednorodnych gruntów występujących w Polsce. Tab. 5. Średnie wartości badanych parametrów fizykochemicznych torfów i gytii w obrębie wybranych torfowisk południowej części Kotliny Kolskiej (wg: D. Okupny, 2009). Table 5. Mean values of tested physiocochemical parameters of peat and gyttjas from of a select few peatlands in the southern part of the Koło Basin (after: D. Okupny, 2009). Stanowisko/ Nazwa gruntu Straty prażenia (%) Popielność (%) Stopień rozkładu (za E. Myślińską, 2001) Węglan wapnia (%) ph (H 2 O) Liczba oznaczeń Podgórze/Torf 54,61 45,39 torf amorficzny 1,1 4,3 22 Świnice Warckie/ Torf Gytia 65,46 27,7 34,54 72,3 torf włóknisty 4,6 35,6 6,5 7 28 8 Światonia/Torf 57,83 42,17 torf amorficzny 0,41 5,7 24 Wierzbowa/Torf 58,12 41,88 torf pseudowłóknisty 1,1 6,2 30 Reasumując należy podkreślić, że w polskiej literaturze dyskusje na temat genezy zabagnienia wybranych jednostek fizycznogeograficznych przeprowadzili m.in. T. Churski (1964), S. Żurek (1975), M. Stepaniuk (1994) i W. Dembek (2000). Należy nadmienić, że badania wyżej wymienionych autorów prowadzone były jedynie w Polsce północno-wschodniej, północno-zachodniej i na Nizinie Mazowieckiej. Według W. Dembka (2000) i P. Ilnickiego (2002) trudność wykonania takich analiz wiąże się z koniecznością dysponowania dużą ilością danych ilościowych i jakościowych o torfowiskach danego obszaru. WNIOSKI Przeprowadzone badania terenowe w południowej części Kotliny Kolskiej pozwoliły wyciągnąć dziewięciu generalnych wniosków, które zestawiono poniżej. 1. Za obecny wskaźnik zatorfienia południowej części Kotliny Kolskiej odpowiada zróżnicowanie morfologiczne i geologiczne, stosunki hydrologiczne, warunki klimatyczne, 82

czynnik biologiczny oraz działalność człowieka. Wśród czynników pierwszoplanową rolę pełnią stosunki hydrologiczne, które wywierają decydujący wpływ na przebieg akumulacji biogenicznej oraz determinują właściwości osadów wytworzonych w zbiornikach akumulacyjnych. 2. Torfowiska obszaru badań klasyfikowane są jako torfowiska niskie, których egzystencja uzależniona jest od wód gruntowo-powierzchniowych. Wśród nich liczbowo dominują torfowiska powstałe wskutek paludyfikacji podłoża mineralnego. Są to jednak obiekty o niewielkiej miąższości (generalnie do 2 metrów) i niewielkie powierzchniowo w przeciwieństwie do torfowisk limnogenicznych, których powierzchnia często przekracza 50 ha a miąższość osadów dochodzi do 5 metrów. 3. Udokumentowane osady biogeniczne stanowią istotne archiwa zawierające dane na temat zdarzeń z przeszłości danego układu akumulacyjnego, a także z jego otoczenia i stanowią istotną podstawę do rozważań paleogeograficznych. 4. Zmiany stosunków wodnych zapisane w litologii osadów torfowisk badanego obszaru świadczą o wielofazowym procesie akumulacji biogenicznej, który stymulowany był zmianami naturalnymi i antropogenicznymi. 5. Właściwości fizyczne udokumentowanych torfów (np. elastyczność, struktura) zależą od stopnia rozkładu torfu i ilości substancji humusowej, natomiast ich właściwości chemiczne są wypadkową budowy geologicznej obszaru zlewni, sposobu zasilania torfowiska, morfologii zbiornika akumulacji biogenicznej i zmian stopnia natlenienia wód. 6. Niewielkie zróżnicowanie warunków oksydakcyjno-redukcyjnych w obrębie małych powierzchniowo torfowisk wyraża się w braku zasadniczych różnic jeśli chodzi o parametry chemiczne osadów akumulowanych w środkowej i brzeżnej części torfowisk. 7. Proces akumulacji udokumentowanych osadów biogenicznych przebiegał w trzech środowiskach akumulacyjnych: wodnym (limnicznym), ziemnowodnym (telmatycznym) i lądowym (terrestrycznym), a granice między nimi nie zawsze są ostre i wyraźne. 8. Zróżnicowanie geomorfologiczne badanego obszaru zadecydowało o zróżnicowaniu miąższości osadów biogenicznych oraz o ich nierównomiernym rozmieszczeniu, tym samym można stwierdzić, że południowa część Kotliny Kolskiej posiada charakter tranzytowoakumulacyjny w klasyfikacji I. Perelmana (1971). 9. Czynnikiem odpowiedzialnym za stopień dekompozycji substancji roślinnej w udokumentowanych torfach nie jest czas lecz stosunki hydrologiczne. Nawiązując do tytułu tomu należy podkreślić, że hiplotelmiczny charakter 91% badanych torfowisk spowodowany jest wtórnym rozkładem materii roślinnej, wynikającym z odwodnienia mokradeł w XIX i XX w. LITERATURA BANASZUK H., 2001: Wpływ budowy geomorfologicznej na zabagnienie południkowej doliny Narwi i charakter występujących w niej mokradeł. [w:] Banaszuk H., Dembek W., (red.): Geomorfologia a mokradła. Woda-Środowisko-Obszary Wiejskie, tom 1, zeszyt specjalny, nr 3. Wydawnictwo IMUZ. Falenty. s. 135 146. BARANIECKA M.D., 1984: Zlodowacenie środkowopolskie. [w:] Mojski E., (red.): Budowa geologiczna Polski. Stratygrafia, t. I, cz. 3b. Kenozoik. Czwartorzęd. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa s. 154 196. BORÓWKA R., 2007: Geochemiczne badania osadów jeziornych strefy umiarkowanej. Studia Limnologica et Telmatologica, z. 1, s. 33 42. 83

CHURSKI T., 1964: Przegląd form plejstoceńskich i holoceńskich związanych z torfowiskami. Wiadomości IMUZ, t. 4, z. 2, s. 71 90. CHURSKI T., OŚWIT J., 1996: Torfowisko Modlimowo (na Pobrzeżu Zachodniopomorskim). Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach. 17. s. 141 157. DEMBEK W., 2000: Wybrane aspekty zróżnicowania torfowisk w młodo- i staroglacjalnych krajobrazach Polski wschodniej. Wydawnictwo IMUZ. Falenty. 175 s. DRZYMULSKA D., 2003: Znaczenie analizy subfosylnych makroszczątków roślinnych i stopnia rozkładu torfu dla rekonstrukcji paleośrodowiska. Kosmos, t. 52, nr 2/3, s. 299 306. DYLIK J., 1953: O peryglacjalnym charakterze rzeźby środkowej Polski. Acta Geogr. Univ. Lodz., 4. FORYSIAK J., 2005: Rozwój doliny Warty między Burzeninem i Dobrowem po zlodowaceniu warty. Acta Geogr. Lodz., nr 90. FORYSIAK J., KULESZA M., TWARDY J., 2004: Wpływ osadnictwa olęderskiego na sieć rzeczną i morfologię międzyrzecza Warty i Neru. [w:] Zapis działalności człowieka w środowisku przyrodniczym. III Warsztaty Terenowe. Warszawa. FORYSIAK J., TWARDY J., 2002: Stanowisko Bronów. Wpływ naturalnych i antropogenicznych czynników na holoceńską ewolucję martwej doliny Balin-Chropy. Konferencja Transformacja systemów fluwialnych i stokowych w późnym vistulianie i holocenie. Łódź-Uniejów. GOLDBERG J., 1957: Osadnictwo olęderskie w dawnym województwie łęczyckim i sieradzkim. Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Łódzkiego, ser. I, z. 5. ILNICKI P., 2002: Torfowiska i torf. Wyd. Akademii Rolniczej im. Augusta Cieszkowskiego, Poznań. JASNOWSKI M., 1975: Torfowiska i tereny bagienne Polski. [w:] Kac N.J., (red.): Bagna Kuli Ziemskiej. PWN, Warszawa. KAMIŃSKI J., FORYSIAK J., 2009: Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50000, ark. Uniejów (588). PIG, Warszawa. KONDRACKI J., 2001: Geografia regionalna Polski. PWN. Warszawa. KRAJEWSKI K., 1977a: Poziomy terasowe w pradolinie Warszawsko-Berlińskiej między Wartą a Wzgórzami Domaniewickimi. Acta Univer. Lodz., Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Łódzkiego, ser. II, 5, Łódź. s. 99 108. KRAJEWSKI K., 1977b: Późnoplejstoceńskie i holoceńskie procesy wydmotwórcze w pradolinie warszawsko-berlińskiej w widłach Warty i Neru. Acta Geogr. Lodz. 39. 87s. LAMNENTOWICZ M., 2005: Geneza torfowisk naturalnych i seminaturalnych w Nadleśnictwie Tuchola. Wyd. Naukowe Bogucki, Poznań. LINDNER L., 2005: Nowe spojrzenie na liczbę, wiek i zasięgi zlodowaceń środkowopolskich w południowej części środkowowschodniej Polski. Prz. Geol., t. 53, z. 2, s. 145 150. MALAWSKA M., EKONOMIIUK A., WIŁKOMIRSKI B., 2006: Chemical characteristics of some peatlands in southern Poland. Journal Mires and Peat. International MireConservationGroup. Volume 1. MYŚLIŃSKA E., 2001: Laboratoryjne badania gruntów organicznych. PWN, Warszawa. OKRUSZKO H, 1976: Zasady rozpoznawania i podziału gleb hydrogenicznych z punktu widzenia potrzeb melioracji. Bibl. Wiad. IMUZ, z. 52. s. 7 53. OKRUSZKO H., 1964: Czynniki hydrologiczne jako podstawa podziału torfowisk. Wiadomości IMUZ, t. 4, z. 2. s. 147 164. OKRUSZKO H., 1983: Zróżnicowanie warunków hydrologicznych mokradeł w aspekcie ich melioracji. Wiadomości IMUZ, t.15, z.1. s. 13 31. OKRUSZKO H., 1992: Siedliska hydrogeniczne, ich specyfika i zróżnicowanie. [w:] Hydrogeniczne siedliska wilgotnościowe. Bibl. Wiad. IMUZ, z. 79. s. 5 14. OKUPNY D., 2009: Geologiczna i geomorfologiczna charakterystyka torfowisk w południowej części Kotliny Kolskiej. Katedra Badań Czwartorzędu WNG UŁ. (maszynopis pracy magisterskiej). OŚWIT J., DEMBEK W., 2001: Geomorfologiczno-hydrologiczne uwarunkowania rozwoju mokradeł na przykładzie torfowiska Całowanie w dolinie środkowej Wisły. [w:] Banaszuk H., Dembek W., (red.): Geomorfologia a mokradła. Woda-Środowisko- Obszary Wiejskie, tom 1, zeszyt specjalny, nr 3. Wydawnictwo IMUZ. Falenty. s. 119 134. PERELMAN I., 1971: Geochemia krajobrazu. PWN, Warszawa. 432 s. PETERA J., 2002: Vistuliańskie osady dolinne w północnej części basenu uniejowskiego i ich wymowa paleogeograficzna. Acta Geogr. Lodz., 83. POKOJSKA., PRUSINKIEWICZ Z., 1982: Wybrane zagadnienia z chemizmu epigeosfery. PWN, Warszawa. 128 s. RYCHARSKI., PIÓRKOWSKI H, 2001: Wpływ warunków geologicznych i rzeźby terenu na zróżnicowanie siedlisk hydrogenicznych w wybranych mezoregionach strefy staroglacjalnej. [w:] Banaszuk H., Dembek W., (red.): Geomorfologia a mokradła. Woda- Środowisko-Obszary Wiejskie, tom 1, zeszyt specjalny, nr 3. Wydawnictwo IMUZ. Falenty. s. 23 36. STEPANIUK M., 1994: Typologia obszarów hydrogenicznych w ujęciu fizycznogeograficznym. [w:] Ogólnopolski Zjazd Polskiego Towarzystwa Geograficznego. Referaty i postery. s. 28 30. Szczegółowe Mapy Geologiczne Polski, arkusze: Turek (550), Dąbie (551), Łęczyca (552), Parzęczew (559), Dobra (557), Uniejów (558). Wyd. Geol. Warszawa. TOBOLSKI K., 2000: Przewodnik do oznaczania torfów i osadów jeziornych. Vademecum Geobotanicum. PWN, Warszawa. TOBOLSKI K., 2003: Wybrane zagadnienia z geologii torfowisk. [w:] Skoczylas J., (red.): Streszczenia referatów wygłoszonych w 2002 roku. Polskie Towarzystwo Geologiczne o/ Poznań, Instytut Geologii UAM. Poznań. s. 102 109. 84

TURKOWSKA K., 2006: Geomorfologia regionu łódzkiego. Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego, Łódź. TURKOWSKA K., PETERA J, FORYSIAK J., MIOTK-SZPIGANOWICZ G., 2000: Morfogeneza powierzchni Kotliny Kolskiej w okolicach Koźmina. Acta Geogr. Lodz., nr 78. s. 89 134. TURSKI R., (red.), 1986: Gleboznawstwo. Ćwiczenia dla studentów wydziałów rolniczych. PWN, Warszawa. TWARDY J., KLIMEK K., 2008: Współczesna ewolucja strefy staroglacjalnej Niżu Polskiego. [w:] Starkel L., Kostrzewski A., Kotarba A., Krzemień K., (red.): Współczesne przemiany rzeźby Polski. Kraków. s. 229 259. ŻUREK S., 1969: Torfowiska powiatu grajewskiego na tle warunków geomorfologicznych. Przegląd Geograficzny, t. 41, z. 3. s. 469 483. ŻUREK S., 1975: Geneza zabagnienia Pradoliny Biebrzy. Prace Geograficzne PAN, nr 110. 107 s. ŻUREK S., 1987: Złoża torfowe Polski na tle stref torfowych Europy. Dokumentacja Geograficzna, z. 4. s. 1 84. ŻUREK S., 1993: Zmiany paleohydrologiczne w mokradłach. Przegląd Geograficzny, t. 65, z. 1-2. s. 75-95. Daniel Okupny THE FEATURES AND ORIGIN OF PEATLANDS IN THE SOUTHERN PART OF THE KOŁO BASIN (KOTLINA KOLSKA) WITH GEOMORPHOLOGICAL CONDITIONS AS BACKGROUND Summary Geological and geomorphological studies were carried out in thirty six peatlands located in Koło Basin (central Poland) (Fig. 1, Table 1). Those peatlands are characterized by different geological and topographical features (Fig. 2, Table 2 and 3). Both thickness and geological structure of biogenic material which accumulated in peatlands body were investigated (Fig. 5). An attempt was also made to determine the origin of the peatlands, based on some chemical and physical features of the biogenic deposites (Table 4 and 5). The geological and geomorphological criteria have also proved capable of reconstructing the evolution of water conditions during the time when peatlands are active (Fig. 3 and 4).