PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY JÓZEF LEWANDOWSKI, ZYGMUNT HELIASZ, RYSZARD CHYBIORZ G³ówny koordynator Szczegó³owej mapy geologicznej Polski A. BER Koordynator regionu zachodniego Pomorza R. DOBRACKI OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI 1:50000 Arkusz ubowo (197) (z 3 tab. i 4 tabl.) Wykonano na zamówienie Ministra Œrodowiska za œrodki finansowe wyp³acone przez Narodowy Fundusz Ochrony Œrodowiska i Gospodarki Wodnej WARSZAWA 2006
Autorzy: Józef LEWANDOWSKI, Zygmunt HELIASZ, Ryszard CHYBIORZ Uniwersytet Œl¹ski, Wydzia³ Nauk o Ziemi ul. Bêdziñska 60, 41-200 Sosnowiec Redakcja merytoryczna: Kamila JANUS Pañstwowy Instytut Geologiczny ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa Akceptowa³ do udostêpniania p. o. Dyrektor Pañstwowego Instytutu Geologicznego prof. dr hab. Tadeusz PERYT ISBN 83-7372-857-0 Copyright by Ministerstwo Œrodowiska and Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2006 Przygotowanie wersji cyfrowej: Stanis³aw OLCZAK, Jacek STR K 2
SPIS TREŒCI I. Wstêp Lewandowski...5 II. Ukszta³towanie powierzchni terenu R. Chybiorz, Lewandowski...8 III. Budowa geologiczna...12 A. Stratygrafia....12 1. Jura Z. Heliasz...13 a. Jura dolna...13 2. Paleogen Z. Heliasz...13 a. Eocen...13 b. Oligocen....14 3. Neogen Z. Heliasz...14 a. Miocen...14 4. Czwartorzêd Lewandowski...15 a. Plejstocen...15 Zlodowacenia po³udniowopolskie...15 Interglacja³ wielki...17 Zlodowacenia œrodkowopolskie...17 Zlodowacenie Odry...18 Zlodowacenie Warty...18 Interglacja³ eemski...19 Zlodowacenia pó³nocnopolskie...20 Zlodowacenie Wis³y...20 Stadia³ górny...20 b. Czwartorzêd nierozdzielony...25 c. Holocen...26 3
B. Tektonika i rzeÿba pod³o a czwartorzêdu Z. Heliasz....28 C. Rozwój budowy geologicznej Z. Heliasz, Lewandowski...30 IV. Podsumowanie Lewandowski...36 Literatura...38 SPIS TABLIC Tablica I Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000 Tablica II Szkic geologiczny odkryty w skali 1:100 000 Tablica III Przekrój geologiczny C D Tablica IV Zestawienie profili otworów badawczych dla SMGP (kartograficznych) 4
I. WSTÊP Granice obszaru arkusza ubowo (197) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000 wyznaczaj¹ wspó³rzêdne: 16º15 16º30 d³ugoœci geograficznej wschodniej i 53º30 53º40 szerokoœci geograficznej pó³nocnej. Powierzchnia badanego terenu wynosi 307 km 2. Zgodnie z podzia³em fizycznogeograficznym Kondrackiego (2000) pó³nocno-zachodnia czêœæ obszaru le y w obrêbie Pojezierza Drawskiego, nale ¹cego do makroregionu Pojezierze Zachodniopomorskie, a pozosta³a czêœæ stanowi fragment Równiny Wa³eckiej i Pojezierza Szczecineckiego, wchodz¹cych w sk³ad makroregionu Pojezierze Po³udniowopomorskie. Administracyjnie omawiany teren le y w po³udniowo-wschodniej czêœci województwa zachodniopomorskiego, w granicach gmin: Borne Sulinowo, Barwice (powiat Szczecinek) oraz Czaplinek (powiat Drawsko Pomorskie). Pó³nocno-zachodni¹ czêœæ terenu zajmuj¹ zwarte kompleksy leœne Nadleœnictwa Czaplinek, wchodz¹ce w sk³ad Drawskiego Parku Krajobrazowego. Po³udniowo-wschodni¹ czêœæ obszaru pokrywaj¹ zwarte lasy Nadleœnictwa Borne Sulinowo. Pozosta³¹ czêœæ obszaru arkusza zajmuj¹ pola uprawne i ³¹ki. W pó³nocnej czêœci badanego terenu przebiega równole nikowy system wielkich jezior Komorze Pile, wci¹gniêtych w odp³yw Pi³awy, która p³ynie na po³udnie w kierunku rzeki Gwdy. Obszar arkusza jest bardzo s³abo zaludniony. Najwiêksz¹ miejscowoœci¹ jest wieœ ubowo, le ¹ca przy drodze krajowej i linii kolejowej Szczecinek Drawsko Pomorskie. Z uwagi na wybitne walory krajobrazowe liczne miejscowoœci po³o one nad jeziorami (Komorze, Rakowo, Strzeszyn, Miêdzylesie, Pile, Nobliny, Ostroróg) pe³ni¹ funkcjê turystyczno-rekreacyjn¹. Bogactwo przyrody predysponuje ten rejon do rozwoju us³ug agroturystycznych (Karger, 1999). Arkusz ubowo zosta³ zrealizowany na zlecenie Pañstwowego Instytutu Geologicznego w Katedrze Geologii Podstawowej Uniwersytetu Œl¹skiego, na podstawie Projektu badañ geologicznych zatwierdzonego przez Ministra Ochrony Œrodowiska, Zasobów Naturalnych i Leœnictwa, decyzj¹ numer KOK/52/96 z dnia 15.10.1996 r. 5
Prace nad realizacj¹ arkusza prowadzone by³y w latach 2000 2003. W ramach terenowych badañ kartograficznych wykonano 1217 punktów dokumentacyjnych (tab. 1), w tym: 1071 sond rêcznych (g³êbokoœæ oko³o 2 5,6 m), 132 sondy mechaniczne (g³êbokoœæ oko³o 4 16 m), sprofilowano 14 ods³oniêæ i szurfów. Sondowania rêczne i mechaniczne objê³y ³¹cznie oko³o 3452 m profili. Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych Tabela 1 na mapie geologicznej Numer punktu na mapie dokumentacyjnej i w notatniku terenowym Rodzaj punktu dokumentacyjnego* Lokalizacja (miejscowoœæ) Rzêdna (m n.p.m.) G³êbokoœæ (m) Uwagi 1 40 (17) sm Polne 156,0 12,2 przekrój geologiczny A B 2 47 (8) sm Polne 154,0 14,0 przekrój geologiczny A B 3 62 (19) sm Polne 167,0 14,0 przekrój geologiczny A B 4 314 (st. 1) sr Miêdzylesie 131,0 5,6 analizy wieku bezwzglêdnego metod¹ 14 C, analiza py³kowa 5 427 (4) sm Rakowo 162,0 8,0 przekrój geologiczny A B 6 443 (27) sm ubowo 165,0 8,0 przekrój geologiczny A B 7 524 (27) sm Liszkowo 133,0 12,0 analiza wieku bezwzglêdnego metod¹ U 8 530 od Liszkowo 138,0 5,0 analiza wieku bezwzglêdnego metod¹ U, ekspertyza malakofauny 9 558A + 558B od + sm Karsno (Lipowa Góra) 170,0 (od) 158,0 (sm) 12,0 (od) 14,0 (sm) 10 773 sr azice 139,0 4,0 wirownia, przekrój geologiczny C D analizy wieku bezwzglêdnego metod¹ 14 C, kopalnia torfów 11 800 (28) sm Czarne Ma³e 147,0 16,0 przekrój geologiczny A B 12 1015 (32) sm Dobrzyca Ma³a 145,0 12,0 przekrój geologiczny A B 13 1020 (34) sm Motarzewo 139,0 6,0 przekrój geologiczny A B *sm sonda mechaniczna, sr sonda rêczna, od ods³oniêcie Do powierzchniowych badañ geologiczno-kartograficznych wykorzystano ponadto 10 dokumentacji torfowych oraz szeœæ dokumentacji kruszywa naturalnego. W celu rozpoznania g³êbszych struktur geologicznych przeanalizowano 63 profile wierceñ archiwalnych, z których wiêkszoœæ to otwory studzienne o g³êbokoœci od oko³o 12 do oko³o 126 m. Jedynie dziewiêæ z nich obejmuje pe³ny profil utworów czwartorzêdowych. Trzy otwory badawcze, o g³êbokoœci: 300,0 m, 642,9 m i 815,5 m, dokumentuj¹ formacje trzeciorzêdowe i dolnojurajskie. Dwa z nich (D¹browica i Motarzewo) zlokalizowane s¹ tu poza granicami obszaru arkusza, a jeden (otw. 25) po³o ony jest w jego po³udniowej czêœci, ko³o miejscowoœci Jeziorna.Wzd³u linii przekroju geologicznego wykonano przekrój elektrooporowy oparty na 90 sondowaniach geoelektrycznych (Jagodziñska, Kalitiuk, 2001), obrazuj¹cy po³o enie stropu formacji trzeciorzêdowych oraz rozprzestrzenienie niskooporowych poziomów gliniastych w obrêbie formacji plejstoceñskich. Interpretacja granicy trzeciorzêd/czwartorzêd, z uwagi na zbli ony zakres oporów dla piasków mioceñskich i plejstoceñskich, okaza³a siê bardzo trudna. 6
W pierwszej wersji opracowania przedstawiono dwa warianty jej przebiegu. Wykonane wiercenia kartograficzne potwierdzi³y wariant wy szego zalegania stropu osadów miocenu. Przebieg dolnej (niskooporowej) granicy prawdopodobnie rejestruje strop utworów jury dolnej. W celu ustalenia stratygrafii utworów plejstocenu oraz opracowania przekroju geologicznego wykonano trzy pe³nordzeniowe wiercenia badawcze (kartograficzne), siêgaj¹ce stropu utworów mioceñskich, o ³¹cznym metra u 361,0 m (otw. 5 137,0 m, otw.7 114,0 m i otw. 17 110,0 m). Z rdzeni wiertniczych pobrano 168 próbek do standardowych analiz laboratoryjnych, w ramach których wykonano badania: sk³adu granulometrycznego (164 analizy), mineralogiczne (97 analiz), petrograficzne (37 analiz), obtoczenia ziarn kwarcu (69 analiz) oraz zawartoœci wêglanu wapnia (49 analiz). Wyniki badañ laboratoryjnych pozwoli³y wydzieliæ formacjê mioceñsk¹ oraz cztery poziomy glacjalne reprezentuj¹ce odrêbne zlodowacenia plejstoceñskie (Karwowski i in., 2001). W celu okreœlenia wieku osadów torfowych i jeziornych wykonano szeœæ analiz radiowêglowych (Pazdur, 2003) oraz dwie analizy kredy jeziornej metod¹ uranowo-torow¹ (Hercman, 2003). Dla opracowania holoceñskiej sukcesji roœlinnej wykonano 20 analiz palinologicznych na próbkach pobranych z profilu osadów jeziorno-torfowych w Miêdzylesiu (Nita, 2002). Zbadano tak e sk³ad malakofauny znalezionej w póÿnoplejstoceñskich osadach jeziornych ko³o Liszkowa (Krzymiñska, 2002). Historia badañ geologicznych centralnej czêœci Pojezierza Pomorskiego obejmuje ca³y wiek XX. Rozpoczêli je geolodzy niemieccy, a ich syntez¹ by³y geologiczno-geomorfologiczne mapy Pomorza w skali 1:500 000 (Habermann, 1913; Keilhack, 1901, 1921, 1930) oraz pierwsze opracowania sambijskiej formacji burowêglowej Pomorza (Pietzsch, 1925; Jentzsch, 1927). Pierwsze badania prowadzone w okresie powojennym wi¹za³y siê z opracowaniem arkuszy Bydgoszcz (Galon, 1949; Adamiec, 1954) i Szczecin (Rühle, 1948) Przegl¹dowej mapy geologicznej Polski w skali 1:300 000. Obraz kartograficzny pod³o a mezozoicznego, zwi¹zanego strukturalnie z antyklinorium pomorskim, opracowali: Dadlez (1980, 2000) oraz Dadlez i Dêbowska (1965). Budowa geologiczna i litologia tego antyklinorium zosta³y szczegó³owo rozpoznane w badaniach geofizycznych (D¹browska, 1988; Graniczny i in., 1995; Cieœla i in., 1997) i opisane w licznych opracowaniach regionalnych (Dadlez, Marek, 1969; Dadlez, red., 1976; elichowski, 1987; Po aryski, 1987; Doktór, Graniczny, 1990; Szczepanik, 2000; Jaworowski, 2000). Istotny wk³ad w rozpoznanie formacji trzeciorzêdowych wnios³y prace Nowickiego (1965) i Ciuka (1970, 1974). Problematykê czwartorzêdow¹ Pojezierza Pomorskiego zapocz¹tkowa³y prace Woldstedta (1935, 1950). Kolejny wk³ad w rozwi¹zanie zagadnieñ morfogenetycznych i okreœlenie przebiegu deglacjacji ostatniego zlodowacenia skandynawskiego na Pojezierzu Pomorskim wnios³y badania Galona (1968, 1982) i Bartkowskiego (1972). Genezê ci¹gu jezior rynnowych Drawsko erdno Komorze Pile omawiaj¹ prace Marsza (1971, 1973). Wyniki badañ nad rozwojem strefy marginalnej l¹dolodu fazy pomor- 7
skiej oraz jej przestrzennym zró nicowaniem na Pojezierzu Drawskim opublikowali Karczewski (1990, 1991) i K³ysz (1990, 1992, 1998). Syntezê procesów deglacjacji podczas ostatniego zlodowacenia w Polsce pó³nocno-zachodniej opracowa³ Kozarski (1995). Opracowaniem regionalnym dotycz¹cym zarówno kartografii powierzchniowej, jak i budowy geologicznej i stratygrafii ca³ego plejstocenu jest arkusz Szczecinek Mapy geologicznej Polski w skali 1:200 000 (Maksiak, Mróz, 1976; Maksiak i in., 1976, 1978) oraz póÿniejsza publikacja autorów (Maksiak, Mróz, 1978). Istotnym wk³adem w badania morfogenetyczne i glacjologiczne omawianego obszaru jest opracowanie zbiorowe: Studia nad œrodowiskiem geograficznym Bornego Sulinowa (Bukowska-Jania, Pulina, 1997; Jania, Bukowska-Jania, 1997; Karczewski, 1997; Klimek, 1997). Podsumowaniem dotychczasowych wyników badañ kartograficzno-geologicznych wykonanych na Pomorzu Œrodkowym by³a IX Konferencja Stratygrafia plejstocenu Polski. Materia³y konferencji opublikowano w przewodniku: Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty (Dobracka, Piotrowski, 2002; Dobracka, Lewandowski, 2002; Dobracki, Lewandowski, 2002; Gruszka i in., 2002; Klimek, Lewandowski, 2002). II. UKSZTA TOWANIE POWIERZCHNI TERENU Obszar objêty arkuszem ubowo zwi¹zany jest ze stref¹ marginaln¹ l¹dolodu fazy pomorskiej i jej bezpoœrednim przedpolem. Ma on wyraÿne cechy m³odej rzeÿby polodowcowej. Charakteryzuje go wystêpowanie wielkich pól sandrowych, urozmaiconych licznymi zag³êbieniami wytopiskowymi i rynnami subglacjalnymi, w du ym stopniu zajêtymi przez jeziora (tabl. I). Wy ej po³o one obszary (oko³o 160 180 m n.p.m.) zajmuje falista wysoczyzna polodowcowa. W pó³nocnej czêœci terenu badañ dominuje bardzo urozmaicona rzeÿba o deniwelacjach rzêdu 30,0 60,0 m. Jej pierwszoplanowym elementem jest równole nikowa depresja systemu jezior Komorze Pile, która na tym odcinku prawdopodobnie wyznacza maksymalny zasiêg l¹dolodu fazy pomorskiej. W czêœci po³udniowej obszaru arkusza przewa a p³aska powierzchnia sandrowa urozmaicona rozleg³ymi wytopiskami i nielicznymi morenami martwego lodu. Formy lodowcowe. W pó³nocno-zachodniej i pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza wystêpuj¹ fragmenty wysoczyzny morenowej falistej, zbudowanej na ogó³ z glin zwa- ³owych. S¹ to obszary o intensywnie urozmaiconej rzeÿbie, z chaotycznie rozmieszczonymi pagórkami i zag³êbieniami wytopiskowymi (powsta³ymi po martwym lodzie). Formy te powsta³y w warunkach deglacjacji arealnej, jakiej podlega³ lob lodowcowy Parsêty. W kierunku po³udniowym powierzchnie wysoczyznowe stopniowo obni aj¹ siê, a w rzeÿbie zaczynaj¹ dominowaæ wa³y usytuowane po³udnikowo, naœladuj¹ce szczeliny lodowe. W rejonie ubowa i Ostroroga wystêpuj¹ niewielkie 8
fragmenty wysoczyzny morenowej p³askiej,zbudowanej w czêœci stropowej z piasków i wirów lodowcowych. Bezpoœrednio na po³udnie od jeziora Komorze i jeziora Lubicko Wielkie rozci¹ga siê strefa moren czo ³ owych wyciœniêcia,wykszta³conych w postaci równoleg³ych wa³ów gliniastych, o wysokoœci wzglêdnej oko³o 15 20 m. Pomiêdzy wa³ami lokuj¹ siê g³êbokie i w¹skie zag³êbienia bezodp³ywowe. Wewnêtrzna budowa wa³ów jest nieznana, najprawdopodobniej maj¹ one strukturê glacitektonicznie wyciœniêtych fa³dów i ³usek, które powsta³y na bezpoœrednim przedpolu transgreduj¹cego lobu Parsêty. W rejonie Silnowa (na du ym pó³wyspie jeziora Pile) wystêpuje niewielki fragment strefy czo³owomorenowej fazy pomorskiej. Tworz¹ j¹ wirowo-piaszczyste pagóry moren czo³owych akumulacyjnych.wa³yrecesyjnych moren czo³owych, nale ¹ce do g³ównego (wewnêtrznego) ci¹gu fazy pomorskiej, wystêpuj¹ tak e w skrajnie pó³nocnej czêœci obszaru arkusza, ko³o Okola. Formy wytopiskowe s¹ powszechnym elementem krajobrazu polodowcowego. Formy te grupuj¹ siê w dwóch strefach: pó³nocnej na zapleczu maksymalnego zasiêgu fazy pomorskiej, i po³udniowej na jego przedpolu. W strefie pó³nocnej zag ³ êbienia wytopiskowe, wykszta³cone w postaci rozleg³ych kotlin, lokuj¹ siê wzd³u równole nikowej depresji obejmuj¹cej ca³¹ szerokoœæ obszaru arkusza, zwanej wed³ug terminologii Marsza (1971) rynn¹ marginaln¹. Depresja ta zajêta jest przez ci¹g jezior: Komorze Rakowo Lubicko Wielkie Brody Strzeszyn Kocie Pile. By³a ona wype³niona martwym lodem jeszcze w czasie formowania ni szego poziomu sandrowego. Bior¹c pod uwagê g³êbokoœæ jezior (do oko³o 36 m) oraz wysokoœæ powierzchni sandrowej, siêgaj¹cej oko³o 15 20 m ponad poziomem jezior, mo na przyj¹æ, e mi¹ szoœæ bry³ lodowych wype³niaj¹cych depresjê wynosi³a co najmniej 50,0 m. Lokalne deniwelacje w kotlinie Rakowa dochodz¹ do oko³o 15 25 m. W rzeÿbie wspomnianej kotliny dominuj¹ równoleg³e zespo³y krêtych wa³ów piaszczysto- wirowych, pomiêdzy którymi ulokowane s¹ w¹skie zag³êbienia wytopiskowe. Formy takie s¹ charakterystyczne dla strefy marginalnej szar uj¹cych lodowców. Z³o one zespo³y pagórków odwzorowuj¹ zapewne strukturê tensyjnych szczelin lodowych, powsta³ych w efekcie szar y strumienia lodowego. Brak ods³oniêæ nie pozwala jednak na przeœledzenie wewnêtrznej struktury wspomnianych form. W ka dym razie finalna rzeÿba polodowcowa jest efektem na³o enia supraglacjalnej pokrywy sandrowej na silnie uszczelinion¹ powierzchniê martwego pola lodowego (Dobracka, Lewandowski, 2002). Poniewa powierzchnie szczytowe pagórków nawi¹zuj¹ hipsometrycznie do powierzchni sandru (oko³o 160 m n.p.m.), strefê tê mo na okreœliæ mianem sandru dziurawego, akumulowanego na silnie uszczelinionym martwym lodzie (Karczewski, 1997). Piaszczyste poziomy niewielkich kotlin wytopiskowych wystêpuj¹cych w czêœci po³udniowej obszaru arkusza, po³¹czone w zorganizowany system odp³ywu, tworzy³y siê w czasie inicjalnego etapu rozwoju jezior. 9
Formy utworzone w strefie martwego lodu. Na po³udnie od miejscowoœci Czarne Wielkie i Polne ulokowana jest strefa moren martwego lodu. Jest to obszar bardzo licznych, wachlarzowato rozmieszczonych pagórów piaszczysto- wirowych o wysokoœci wzglêdnej od kilkunastu do ponad 20,0 m. Strefie tej towarzysz¹ liczne, ma³e zag³êbienia wytopiskowe (powsta³e po martwym lodzie). Zespó³ wspomnianych form powsta³ prawdopodobnie w strefie interlobowej pomiêdzy lobem Parsêty na wschodzie a lokalnym lobem (jêzorem wyprowadzaj¹cym) depresji drawskiej na zachodzie. W pocz¹tkowym etapie deglacjacji arealnej by³ to obszar gêstych szczelin lodowych rozwiniêtych w strefie œciêæ. Pojedyncze wzgórza moren martwego lodu wystêpuj¹ tak e w po³udniowej czêœci omawianego obszaru. Najwiêksza z tych form znana jest w literaturze pod nazw¹ wa³u Broczyna, wyznaczaj¹cego, w opinii K³ysza (1998), maksymalny zasiêg fazy pomorskiej. W oparciu o badania geologiczne wykonane na obszarze arkusza Sulinowo (Lewandowski i in., 2000) oraz w nawi¹zaniu do arkuszy s¹siednich, omawiane formy zinterpretowano jako recesyjne moreny martwego lodu subfazy krajeñskiej. Formy wodnolodowcowe.kemy wystêpuj¹ na obszarach wysoczyznowych oraz towarzysz¹ rynnom subglacjalnym. Ich rozmiary oraz wysokoœci wzglêdne (od kilku do kilkunastu metrów) s¹ ró ne. Pagórki kemowe cechuj¹ siê owalnym kszta³tem oraz wzglêdnie p³ask¹ powierzchni¹ szczytow¹. Zbudowane s¹ z osadów piaszczystych i piaszczysto-mu³kowych. Mniej liczne s¹ wyd³u one po³udnikowo formy akumulacji szczelinowej.ichnie- wielkie rozmiary oraz budowa wewnêtrzna (zaobserwowana na przyk³adzie Lipowej Góry ko³o Karsna punkt dokumentacyjny 9) œwiadcz¹, e powsta³y one w otwartych szczelinach lodowych, wype³nionych osadami jeziorno-lodowcowymi i wodnolodowcowymi we wczesnym etapie deglacjacji arealnej. Poziomy sandrowe zajmuj¹ wielkie przestrzenie, znacz¹c g³ówne szlaki odp³ywów proglacjalnych fazy pomorskiej. Jeden z nich przebiega po³udnikowo przez ca³y obszar arkusza i nazywany jest sandrem Pi³awy, drugi ulokowany jest w sektorze po³udniowo-zachodnim (ko³o Broczyna) i obejmuje proksymaln¹ czêœæ sandru Dobrzycy. Sandr Pi³awy bierze pocz¹tek w strefie g³ównego ci¹gu moren czo³owych fazy pomorskiej ko³o Kie³pina i Ch³opowa (po³o onego bezpoœrednio poza pó³nocn¹ granic¹ obszaru arkusza ubowo). Nasada sandru Pi³awy po³o ona jest na wysokoœci oko³o 170 m n.p.m. i stopniowo opada w kierunku po³udniowym, do oko³o 140 m n.p.m. Powierzchnia marginalnego sandru Dobrzycy kszta³tuje siê na poziomie oko³o 145 150 m n.p.m. i opada ku po³udniowi, gdzie ³¹czy siê z sandrem Pi³awy. W obrêbie obu sandrów mo na wyró niæ dwa poziomy o ró nicy wysokoœci kilku metrów. Na powierzchniach sandrowych wystêpuj¹ liczne kotlinki i zag³êbienia wytopiskowe, które œwiadcz¹, e sandry akumulowane by³y w obecnoœci rozleg³ych bry³ martwego lodu. 10
W strefach sandrów, w okolicach Polnego i na po³udnie od ubowa, ulokowane s¹ w¹skie d o- liny wód roztopowych.s¹ onewciête w powierzchnie sandrów do g³êbokoœci oko³o 5 10 m. Równole nikowa dolina wód roztopowych usytuowana jest na granicy moren wyciœniêcia i wysoczyzny rakowskiej. Formy te wykorzystywane by³y przez skanalizowane przep³ywy wód roztopowych w koñcowym etapie deglacjacji, zanim ustabilizowa³ siê poziom wód w jeziorach. Formy erozji subglacjalnej wystêpuj¹ zarówno na przedpolu fazy pomorskiej, jak i na jej zapleczu, maj¹ wiêc za³o enia starsze od g³ównej fazy deglacjacji i wi¹ ¹ siê z podlodowym drena em funkcjonuj¹cym g³ównie podczas szar lokalnych jêzorów wyprowadzaj¹cych. Rynny subglacjalne s¹wyraÿnie ukierunkowane po³udnikowo (N S i NNW SSE). Ich szerokoœæ waha siê w granicach oko³o 100 700 m, a d³ugoœæ osi¹ga od kilku do kilkunastu kilometrów. Najwiêksza rynna, wykorzystywana przez rzekê Pi³awê i jezioro D³ugie, po³o ona jest we wschodniej czêœci obszaru arkusza. Rynny subglacjalne nak³adaj¹ siê niezgodnie na wszystkie formy morfologiczne (wysoczyznê, moreny martwego lodu, sandry i kotliny wytopiskowe). Œwiadczy to o ich subglacjalnej genezie i konserwuj¹cej roli (w ich rozwoju) martwych lodów. Czêœæ rynien, których powierzchniowa reprodukcja rozpoczê³a siê w koñcowym etapie akumulacji sandrów, wykorzystywana by³a przez skanalizowane przep³ywy powierzchniowych wód roztopowych. Dlatego ich strome stoki maj¹ czêsto charakter krawêdzi erozyjnych, z³agodzonych procesami grawitacyjnymi. Ró nych rozmiarów i kszta³tów zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie wystêpuj¹ w obrêbie wszystkich form morfologicznych na wysoczyÿnie polodowcowej, na powierzchniach sandrowych oraz w obrêbie kotlin wytopiskowych. Ich wielkoœæ i g³êbokoœæ jest zró nicowana i zale na od lokalnych warunków orograficznych. Gromadzenie materii organicznej w ich obrêbie rozpoczê³o siê w fazie powstawania zaklês³oœci bezodp³ywowych nad zagrzebanymi bry³ami martwego lodu. Wiek bezwzglêdny sp¹gu torfów, oznaczony metod¹ radiowêglow¹ (Pazdur, 2003), oraz analiza palinologiczna osadów jeziornych (Nita, 2002) informuj¹ o pocz¹tkach rozwoju zag³êbieñ wytopiskowych od preborea³u w³¹cznie. Zag³êbienia wytopiskowe ograniczone s¹ stromymi stokami akumulacyjno-erozyjnymi. Ichwysokoœci, szczególnie nad jeziorem Komorze, osi¹gaj¹ oko³o 30 50 m. W wielu miejscach stoki te przekszta³cone s¹ przez procesy osuwiskowe i porozcinane g³êbokimi parowami. Do- liny wód roztopowych ograniczone s¹ zazwyczaj stokami erozyjnymi lub akumulacyjno-erozyjnymi, o wysokoœci oko³o 5 25 m. Najwiêksze z nich zosta³y odwzorowane na szkicu geomorfologicznym. Szczególnie wyraÿnie wykszta³cony jest stok ograniczaj¹cy od pó³nocy kotlinê wytopiskow¹ Komorza. Wspomniany stok zosta³ zainicjowany w trakcie wytapiania siê wielkiej bry³y martwego lodu, nastêpnie zosta³ on wyeksponowany (podciêty) wskutek erozyjnej dzia³alnoœci wód roztopowych schodz¹cych na ni sze poziomy erozyjno-akumulacyjne. 11
Formy rzeczne s¹ bardzo nieliczne. Nale ¹ do nich p³askodenne, górne odcinki akumulacyjnych d e n dolin rzecznych Pi³awy i Dobrzycy. Rzeka Pi³awa jest spiêtrzona stopniem wodnym w Nadarzycach (poza obszarem arkusza), w zwi¹zku z czym Zalewy Nadarzyckie maj¹ charakter sztuczny. Strome klify jeziorne oraz stoki rynien subglacjalnych w bardzo licznych miejscach porozcinane s¹ ma³ymi dolinkami erozyjnymi. Formy jeziorne. Z uwagi na niewielkie rozmiary tarasy jeziorno-lodowcowe (plejstoceñskie) i jeziorne (holoceñskie) zosta³y przedstawione na szkicu geomorfologicznym ³¹cznie. Tarasy jeziorno-lodowcowe wystêpuj¹ na obrze ach wielkich kotlin wytopiskowych, wokó³ jezior: Pile, Strzeszyn, Brody i Komorze, oraz w obrêbie rynny Pi³awy. S¹ to nisko po³o one (do oko³o 8 m n.p. jezior) poziomy piaszczyste, miejscami faliste lub nawet pagórkowate. By³y one formowane w pierwszym etapie rozwoju wielkich jezior drenowanych rynn¹ Pi³awy, jeszcze w obecnoœci bry³ martwego lodu (Klimek, Lewandowski, 2002). Wszystkie jeziora wci¹gniête w odp³yw, a przede wszystkim jeziora: Komorze, Rakowo, Brody i Pile, posiadaj¹ dwa holoceñskie tarasy jeziorne. Taras wy szy wznosi siê od 1,5 do 2,0 m n.p. jezior i jest typowym tarasem abrazyjno-akumulacyjnym. Taras m³odszy, wznosz¹cy siê do 0,5 m n.p. jezior, tworzy w¹skie pla e oraz równiny przyjezierne pokryte roœlinnoœci¹ bagienn¹, wkraczaj¹c¹ stopniowo w taflê jezior. Obni enie poziomu wód w jeziorach zlewni Pi³awy o oko³o 2 m ma prawdopodobnie przyczyny antropogeniczne i wi¹ e siê z zabiegami melioracyjnymi kolonizacji folwarcznej XVIII XIX w. (Klimek, 1997). Wokó³ wiêkszoœci jezior wystêpuj¹ strome klify jeziorne owysokoœci wzglêdnej oko³o 15 40 m. Najwiêksze rozmiary klify osi¹gaj¹ w zachodniej czêœci jeziora Komorze, gdzie zbudowane s¹ z glin zwa³owych. III. BUDOWA GEOLOGICZNA A. STRATYGRAFIA Na podstawie wykonanych prac terenowych oraz zebranych materia³ów archiwalnych, na obszarze arkusza ubowo wyró niono osady mezozoiczne i kenozoiczne. Utwory mezozoiczne reprezentowane s¹ jedynie przez nieprzewiercone osady jury dolnej. Zosta³y one stwierdzone w profilach dwóch otworów wiertniczych, przy czym jeden z nich zlokalizowany jest tu poza po³udniow¹ granic¹ obszaru arkusza. Mi¹ szoœæ udokumentowanych wiertniczo osadów jury dolnej w otworze Jeziorna-3 (otw. 25) wynosi 427,9 m, a w otworze Czaplinek-4 (poza obszarem arkusza) osi¹ga 588,8 m. Z analizy dostêpnych danych wynika, e na ca³ym terenie arkusza ubowo, bezpoœrednio pod utworami paleogenu i neogenu, nie wystêpuj¹ ani starsze, ani m³odsze od jury dolnej utwory mezozoiczne. 12
1. Jura a. Jura dolna Piaskowce z wk ³ adkami ³ upków. Wobydwu otworach, w których stwierdzono wystêpowanie utworów jury dolnej, zdecydowanie przewa aj¹ piaskowce drobnoziarniste, czêsto ze zwêglonym detrytusem roœlinnym. upki stanowi¹ cienkie prze³awicenia w niektórych pakietach piaszczystych, a tylko wyj¹tkowo tworz¹ grubsze i jednorodne litologicznie wk³adki. Maksymaln¹ mi¹ szoœæ poziomu ³upkowego, prawie 20,0 m, stwierdzono w otworze Czaplinek-4. Poniewa w obydwu wierceniach nie wykonano adnych badañ stratygraficznych, nie jest mo liwe dok³adniejsze okreœlenie wieku tych osadów. Korelacje na podstawie litologii (wobec monotonii profilu) s¹ ma³o wiarygodne. Jedynie wystêpowanie zlepieñców i piaskowców gruboziarnistych na g³êbokoœci 620,2 628,8 m w otworze Jeziorna-3 (otw. 25) mog³oby wskazywaæ, e mog¹ to byæ warstwy mechowskie. 2. Paleogen Osady paleogenu i neogenu na obszarze arkusza ubowo znane s¹ z profili 15 otworów wiertniczych, z czego tylko w jednym z nich zosta³y przewiercone. W otworze Jeziorna-3 (otw. 25) przewiercony profil utworów tego wieku osi¹ga mi¹ szoœæ 107,0 m, natomiast w obrêbie kulminacji pod³o a czwartorzêdu mo e siêgaæ oko³o 170 m. W otworze badawczym Czaplinek-4, zlokalizowanym tu poza po³udniow¹ granic¹ obszaru arkusza, utwory trzeciorzêdowe maj¹ zaledwie 3,7 m. Jednak ustalona w karcie dokumentacyjnej wspomnianego otworu granica trzeciorzêd/czwartorzêd, z uwagi na lakoniczny opis litologiczny, jest ma³o wiarygodna. Poniewa brak jest w regionie opracowanych stanowisk paleobotanicznych, które uzasadnia³yby podzia³ stratygraficzny utworów paleogenu i neogenu, podzia³u tego dokonano na podstawie litologii osadów w nawi¹zaniu do schematu litostratygraficznego trzeciorzêdu w ujêciu Ciuka (1970, 1974), Piwockiego i Ziembiñskiej-Tworzyd³o (1995) oraz Objaœnieñ do Mapy geologicznej Polski w skali 1:200 000, arkusz Szczecinek (Maksiak i in., 1978). a. Eocen Mu³ki i i³y z wêglem brunatnym. Wotworze Jeziorna-3 (otw. 25) zarówno i³y, jak i mu³ki cechuj¹ siê barw¹ ciemnobrunatn¹, lokalnie czarn¹. Charakterystyczny jest du y udzia³ mik. Wêgiel brunatny wystêpuje w formie dwóch pok³adów, przedzielonych mu³kami, na g³êbokoœci 190,5 197,1 m. ¹czna mi¹ szoœæ osadów, które mo na zaliczyæ do eocenu wynosi 46,8 m, a ich strop zalega na wysokoœci 30,2 m p.p.m. 13
Utwory trzeciorzêdowe stwierdzone w otworze Czaplinek-4, o mi¹ szoœci zaledwie 3,7 m, prawdopodobnie równie reprezentuj¹ eocen. Wobec braku danych stratygraficznych nie mo na jednak wykluczyæ, e opisywane osady powstawa³y w oligocenie dolnym. b. Oligocen I³y z wk³adkami mu³ków i piasków glaukonitowych. Osady te, o mi¹ szoœci 9,3 m, stwierdzono w otworze Jeziorna-3 (otw. 25) na wysokoœci 20,9 30,2 m p.p.m. Jasnoszare, plastyczne i³y zawieraj¹ cienkie wk³adki mu³kowo-piaszczyste o charakterystycznej zielonej barwie. Piaszczyste, jasnoszare mu³ki charakteryzuj¹ siê obfitoœci¹ mik. Przynale noœæ stratygraficzna ni ejleg³ych mu³ków i i³ów o mi¹ szoœci 9,6 m jest niepewna, mog¹ one reprezentowaæ zarówno m³odsze ogniwa eocenu, jak te oligoceñskie warstwy czempiñskie. 3. Neogen a. Miocen Piaski i mu³ki z wêglem brunatnym. Osady miocenu wystêpuj¹ na ca³ym obszarze arkusza ubowo, poza strefami g³êbokich obni eñ o charakterze erozyjno-egzaracyjnym, gdzie zosta³y zerodowane. S¹ one najm³odszym ogniwem trzeciorzêdu na omawianym terenie. Utwory tego wieku jednoznacznie stwierdzono w 12 otworach wiertniczych przebijaj¹cych czwartorzêd, ale tylko w jednym z nich przewiercono ca³y profil osadów mioceñskich. W adnym z otworów nie wykonano badañ palinologicznych. Ponadto opisy profili zawieraj¹ wiele luk. W rezultacie utrudnione jest wydzielanie jednostek litostratygraficznych i ich korelacja przestrzenna. Maksymalna mi¹ szoœæ utworów zosta³a stwierdzona wiertniczo w otworze Jeziorna-3 (otw. 25), gdzie wynosi 50,9 m. Strop osadów miocenu w wyniku procesów erozyjnych i egzaracyjnych jest zró nicowany hipsometrycznie (tabl. II). Najni ej wystêpuje w obrêbie rynien subglacjalnych, najwy ej zosta³ stwierdzony w centralnej czêœci obszaru arkusza (Liszkowo), gdzie kszta³tuje siê na wysokoœci 89,0 m n.p.m. (otw. 20). W strefach tych kulminacji utwory miocenu, byæ mo e spiêtrzone glacitektonicznie?, mog¹ osi¹gaæ mi¹ szoœæ do oko³o 120 m. Utwory mioceñskie charakteryzuj¹ siê dwudzielnym wykszta³ceniem. Cyklotem starszy, o mi¹ - szoœci 50,9 m, stwierdzony w otworze 25, z³o ony jest w przewadze z mu³ków piaszczystych z pok³adami wêgla brunatnego (do oko³o 6 m mi¹ szoœci) i cienkich wk³adek piasków py³owatych. Cyklotem m³odszy sk³ada siê z piasków drobnoziarnistych i py³owatych, które lokalnie przechodz¹ w mu³ki, osi¹gaj¹c w otworze 5 mi¹ szoœæ ponad 20,0 m. 14
4. Czwartorzêd Mi¹ szoœæ utworów czwartorzêdowych na przewa aj¹cej czêœci obszaru arkusza ubowo waha siê w granicach oko³o 70 120 m. Ich anomaln¹ mi¹ szoœæ (oko³o 223 m) opisano w profilu archiwalnego otworu Czaplinek-4, usytuowanego w bezpoœrednim s¹siedztwie po³udniowej granicy terenu arkusza, ko³o Motarzewa. Jednak lakoniczny opis osadów kenozoicznych wspomnianego profilu nie pozwala wiarygodnie okreœliæ granicê trzeciorzêd/czwartorzêd. Rozk³ad mi¹ szoœci pokrywy utworów czwartorzêdowych uwarunkowany jest w sp¹gu obecnoœci¹ kopalnych rynien subglacjalnych i depresji erozyjno-egzaracyjnych (tabl. II) oraz w stropie urozmaicon¹ powierzchni¹ wspó³czesn¹, której deniwelacje dochodz¹ lokalnie do oko³o 80 m. Na urozmaiconej powierzchni podczwartorzêdowej, której deniwelacje przekraczaj¹ 100,0 m, zalega zwykle 4 5 poziomów glin zwa³owych, rozdzielonych seriami piaszczysto- wirowymi i mu³kowymi (przekrój geologiczny A B, tabl. III). a. Plejstocen Podzia³ genetyczno-wiekowy formacji plejstoceñskich oraz ich korelacjê oparto na kryteriach litostratygraficznych, pos³uguj¹c siê na wynikami badañ litopetrograficznych i mineralogicznych (Karwowski i in., 2002). Dla osadów powierzchniowych zastosowano ponadto wnikliw¹ analizê geomorfologiczn¹. Sk¹pa dokumentacja wiertnicza (zaledwie 12 otworów obejmuje pe³ny profil czwartorzêdu) oraz brak na obszarze Pojezierza Drawskiego interglacjalnych stanowisk palinologicznych powoduj¹, e podzia³ wiekowy utworów czwartorzêdowych mo e budziæ w¹tpliwoœci. Uwaga ta szczególnie dotyczy najstarszych poziomów glacjalnych (zlodowaceñ po³udniowopolskich). Teren arkusza le y w osiowej partii antyklinorium pomorskiego (Po aryski, 1987), gdzie jak nale y przypuszczaæ procesy egzaracyjne m³odszych l¹dolodów (zlodowaceñ œrodkowopolskich) zniszczy³y (zredukowa³y) poziomy glacjalne zlodowaceñ po³udniowopolskich. Ich identyfikacja wiekowa, oparta jedynie o kryteria litostratygraficzne, jest bardzo utrudniona. Dlatego te w obrêbie zlodowaceñ po³udniowopolskich nie wyró niono odrêbnych piêter glacjalnych. Osadów eopejstocenu oraz zlodowaceñ najstarszych (zlodowacenia Narwi) na obszarze arkusza nie stwierdzono. Okresy te najprawdopodobniej wyra one s¹ luk¹ sedymentacyjn¹ i denudacyjn¹. Wniosek ten potwierdzaj¹ wyniki badañ geologiczno-kartograficznych przeprowadzonych na obszarze ca³ego Pomorza Œrodkowego (Maksiak, Mróz, 1976, 1978; Maksiak i in., 1976; Dobracki, Lewandowski, 2002). Zlodowacenia po³udniowopolskie Mu ³ ki i i ³ y zastoiskowe. Bezpoœrednio na pod³o u mioceñskim, a poni ej najstarszego poziomu glin zwa³owych (otw. 17 i 24; tabl. IV) wystêpuje kilkumetrowej mi¹ szoœci ogniwo 15
ciemnoszarych mu³ków i i³ów. Ich mi¹ szoœæ zapewne wzrasta w strefach obni eñ erozyjno-egzaracyjnych do kilkudziesiêciu metrów, podobnie jak na obszarze s¹siedniego arkusza Nadarzyce (M¹dry, 2003). S¹ to prawdopodobnie redeponowane osady miocenu. Wskazuje na to du a zawartoœæ substancji wêglistej oraz litologiczne pokrewieñstwo z typowymi utworami miocenu. Udzia³ amfiboli i piroksenów dochodzi do oko³o 5%. Piaski i wiry wodnolodowcowe. Ponad wy ej opisanym ogniwem lub bezpoœrednio na pod³o u mioceñskim i poni ej najstarszego poziomu glin zwa³owych (otw.: 5, 10, 12 i 15; tabl. IV) wystêpuje seria piasków i wirów. Osady te zosta³y udokumentowane w otworze kartograficznym 5, gdzie osi¹gaj¹ mi¹ szoœæ 9,5 m. S¹ to piaski drobno- i œrednioziarniste, œrednio obtoczone (R oko³o 0,8 1,2), z domieszk¹ wirów w sp¹gu (œrednica do 5 cm). Wœród otoczaków wystêpuj¹: kwarc, krzemienie, lidyty i nieliczne krystaliczne ska³y skandynawskie. Tekstura osadów i sk³ad petrograficzny wirów wskazuj¹ na wodnolodowcow¹ genezê wspomnianego ogniwa. wiry i piaski rynien subglacjalnych. Wg³êbokich depresjach pod³o a podczwartorzêdowego (otw. 7; tabl. IV) zgromadzone s¹ mi¹ sze (do oko³o 30 m) serie wirowe i piaszczysto- wirowe. Na obszarze arkusza zlokalizowano dwie tego typu struktury. Jedna z nich wystêpuje w strefie jeziora Komorze (przekrój geologiczny A B), a druga przebiega w po³udniowej czêœci badanego terenu i jest przed³u eniem g³êbokiej rynny udokumentowanej otworami kartograficznymi na obszarze s¹siedniego arkusza Nadarzyce. Obecnoœæ eratyków w omawianych osadach oraz anomalne g³êbokoœci (kilkadziesi¹t metrów poni ej poziomu morza) œwiadcz¹ o subglacjalnej (egzaracyjnej) genezie wspomnianych form. Œrednie wartoœci wspó³czynników petrograficznych O/K K/W A/B i frekwencja wybranych ska³ lokalnych, wyliczone dla poszczególnych poziomów glin zwa³owych (Karwowski i in., 2001) Tabela 2 Wiek Otwór Wspó³czynniki petrograficzne Ska³y lokalne (%) O/K K/W A/B piaskowce mu³owce Wapnistoœæ (%) zlodowacenie Wis³y 5 2,19 0,91 1,05 0,7 1,6 20,5 10,6 0,1 12,2 zlodowacenie Warty 17 1,65 0,73 1,17 1,0 0,9 13,9 zlodowacenie Odry 5 17 1,30 1,21 0,91 1,09 0,94 0,90 0,0 1,4 0,0 1,2 0,0 3,7 0,0 3,0 7,4 10,7 5,8 6,6 zlodowacenia po³udniowopolskie 5 17 1,10 1,17 1,10 1,05 0,79 0,83 0,0 1,8 0,0 2,8 0,0 1,1 0,0 7,2 6,8 8,0 5,6 7,6 Gliny zwa ³ owe. Bezpoœrednio na pod³o u mioceñskim b¹dÿ na opisanych powy ej seriach piaszczysto- wirowych lub mu³kowych zalega najstarszy poziom glin zwa³owych. Jest on rozprzestrzeniony na niemal ca³ym obszarze arkusza (otw.: 5, 9, 10, 12, 15, 17, 20 i 21; tabl. IV). Jego mi¹ szoœæ jest bardzo zmienna, od oko³o 5 do oko³o 25 m, na ogó³ zredukowana egzaracyjnie. S¹ to 16
gliny piaszczyste i piaszczysto-py³owate, ciemnoszare, zwarte, o stosunkowo ma³ej wapnistoœci (oko³o 6 8%). Cech¹ charakterystyczn¹ tych glin jest bardzo ma³a zawartoœæ frakcji wirowej (oko³o 1 3%) oraz obecnoœæ porwaków osadów mioceñskich. Wœród ska³ skandynawskich zdecydowanie przewa aj¹ ska³y krystaliczne (do oko³o 50%). Œrednie wartoœci wspó³czynników petrograficznych 1 O/K K/W A/B wynosz¹: 1,13 1,07 0,81 (tab. 2). Interglacja³ wielki Na Pomorzu Œrodkowym nie s¹ znane stanowiska palinologiczne interglacja³u wielkiego, przyjmuje siê jednak obecnoœæ kopalnych utworów rzecznych, których pozycjê litostratygraficzn¹ okreœla siê na interglacja³ wielki (Dobracki, Lewandowski, 2002). Doliny tego wieku ulokowane s¹ zazwyczaj w strefach rynien subglacjalnych lub w depresjach egzaracyjnych. Po po³udniowej stronie garbu pomorskiego (na pojezierzach Drawskim i Szczecineckim) dna œrodkowoplejstoceñskich dolin rzecznych uk³adaj¹ siê zwykle na wysokoœci oko³o 50 70 m n.p.m. Kopalna dolina rzeczna, wykorzystuj¹ca prawdopodobnie dolinê marginaln¹ (pradolinê), ulokowana jest na linii jezior erdno Komorze Pile (Lewandowski i in., 2000). Piaski i wiry rzeczne.naobszarze arkusza ubowo utwory rzeczne szeroko pojêtego interglacja³u wielkiego zosta³y stwierdzone otworem kartograficznym 7 (tabl. IV), zlokalizowanym na po³udniowym brzegu jeziora Komorze. Jednak brak uzysku rdzenia i próbki pobrane z do³u p³uczkowego uniemo liwi³y dok³adn¹ charakterystykê granulometryczn¹ osadów. Przyjêto zatem, e na g³êbokoœci 56,0 79,0 m wystêpuje najprawdopodobniej seria rzeczna, wykszta³cona w postaci piasków i wirów. Sk³ad petrograficzny frakcji wirowej, zbadany na jednej próbce, wykaza³ obecnoœæ oko³o: 44% ska³ krystalicznych, 38% ska³ wêglanowych (dobrze obtoczonych), 9% piaskowców i 6% krzemieni. Sk³ad ten ró ni³ siê nieznacznie (nieco wiêkszy udzia³ krzemieni i ska³ lokalnych) od sk³adu wy ej i ni ej zalegaj¹cych wirów wodnolodowcowych. Zlodowacenia œrodkowopolskie W oparciu o dwa profile wierceñ kartograficznych oraz kilkanaœcie profili wierceñ archiwalnych (g³ównie studziennych) na obszarze arkusza ubowo mo na wyró niæ dwa odrêbne poziomy glacjalne, których pozycjê wiekow¹ mo na odnieœæ do zlodowaceñ œrodkowopolskich. Autorzy arkusza Szczecinek Mapy geologicznej Polski w skali 1:200 000 (Maksiak, Mróz, 1976), zgodnie z ówczesnym schematem stratygraficznym, wyró nili trzy stadia³y zlodowacenia œrodkowopolskiego. Gliny zwa³owe stadia³u najstarszego (maksymalnego) w niniejszym opracowaniu zosta³y zaliczone, zgodnie z wczeœniejszym 1 Wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla wirów o œrednicy 5 10 mm, uzyskanych z glin zwa³owych, charakteryzuj¹ zale noœci pomiêdzy ró nymi grupami ska³ skandynawskich, gdzie: O ska³y osadowe, K ska³y krystaliczne i kwarc, W ska³y wêglanowe, A ska³y nieodporne na niszczenie, B ska³y odporne na niszczenie 17
pogl¹dem Pasierbskiego (1973), do zlodowaceñ po³udniowopolskich, natomiast dwa górne poziomy glin do zlodowaceñ œrodkowopolskich: Odry i Warty. Zlodowacenie Odry Mu³ki i piaski zastoiskowe. Wotworach archiwalnych (m.in. otw. 9), zlokalizowanych w kopalnych obni eniach dolinnych, poni ej glin zwa³owych zlodowacenia Odry, wystêpuje kilkumetrowy poziom mu³ków i piasków drobnoziarnistych. Ich mi¹ szoœæ prawdopodobnie wzrasta do kilkudziesiêciu metrów w strefie kopalnej rynny subglacjalnej w rejonie Mi³kowa (przekrój geologiczny A B). Nale y przypuszczaæ, e s¹ to osady jeziorzysk zaporowych, jakie utworzy³y siê w strefach obni eñ dolinnych podczas transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry. Piaski wodnolodowcowe. Ponad wy ej opisanym ogniwem mu³kowo-piaszczystym lub bezpoœrednio na najstarszym poziomie glin zwa³owych wystêpuje szeroko rozprzestrzeniona (szczególnie w czêœci œrodkowej obszaru arkusza) seria piaszczysta, o mi¹ szoœci kilku kilkunastu metrów (otw.: 11, 13 i 17; tabl. IV). Ogniwo to zosta³o udokumentowane w otworze kartograficznym 17, na g³êbokoœci 44,1 62,5 m. S¹ to piaski drobno- i œrednioziarniste, w stropie z niewielk¹ domieszk¹ frakcji wirowej, s³abo obtoczone (R oko³o 1,0 2,2). Zró nicowane spektrum minera³ów ciê kich, z du ym udzia³em amfiboli (do oko³o 19%) i granatów (do oko³o 36%), jest typowe dla osadów wodnolodowcowych. S¹ to prawdopodobnie transgresywne utwory zlodowacenia Odry, tworz¹ce rozleg³y (obecnie kopalny) sto ek sandrowy. Gliny zwa³owe. Prawie ci¹g³y na ca³ym obszarze arkusza poziom glin zwa³owych o mi¹ szoœci od kilkunastu do ponad 30,0 m, wystêpuj¹cy na wysokoœci oko³o 70 120 m n.p.m., rejestrowany jest w prawie wszystkich profilach wiertniczych. Charakterystyka granulometryczna i mineralogiczno-petrograficzna glin zosta³a okreœlona w otworach kartograficznych5i17(tabl. IV).S¹to gliny piaszczysto-py³owate, brunatno-szare, o œredniej wapnistoœci (oko³o 6 10%). We frakcji wirowej ska³y osadowe nieznacznie przewa aj¹ nad krystalicznymi. Œrednie wartoœci wspó³czynników petrograficznych wynosz¹: 1,26 1,00 0,92 (tab. 2). Zlodowacenie Warty Mu³ki i piaski zastoiskowe. Poni ej glin zwa³owych zlodowacenia Warty, w kilku otworach archiwalnych (otw.: 10, 13, 24 i 28) wystêpuje mi¹ sze ogniwo mu³ków ilastych oraz piasków drobnoziarnistych i py³owatych. S¹ to prawdopodobnie transgresywne osady zastoiskowe zdeponowane w kopalnych obni eniach dolinnych. Piaski i wiry wodnolodowcowe. Wotworach kartograficznych 5 i 17 (tabl. IV) oraz w kilku wierceniach archiwalnych wystêpuje miêdzyglinowy poziom piaszczysto- wirowy. Jego mi¹ szoœæ jest zmienna i wynosi od kilku do kilkunastu metrów. Udzia³ amfiboli i piroksenów w omawianych osadach jest bardzo zmienny (oko³o 15 30%), a obtoczenie ziarn kwarcu waha siê w grani- 18
cach oko³o 0,7 1,4. Nale y s¹dziæ, e s¹ to transgresywne utwory wodnolodowcowe zlodowacenia Warty lub/i recesyjne osady zlodowacenia Odry. Gliny zwa³owe. Drugi lub trzeci od powierzchni terenu poziom glin zwa³owych, o mi¹ szoœci zwykle od kilku do kilkunastu metrów, wystêpuje na prawie ca³ym obszarze arkusza ubowo (przekrój geologiczny A B). Zosta³ udokumentowany w wierceniu kartograficznym 17 (Czarne Ma³e), gdzie wystêpuje na g³êbokoœci 22,7 25,3 m (tabl. IV). Lokalnie omawiany poziom jest dwudzielny (otw. 21, tabl. III). S¹ to gliny piaszczysto-py³owate, brunatne w stropie (poziom wietrzeniowy?). Cech¹ charakterystyczn¹ frakcji wirowej tego ogniwa jest wysoka frekwencja ska³ osadowych (g³ównie wapieni), przekraczaj¹ca 50,0%. Wspó³czynniki petrograficzne wynosz¹ œrednio: 1,65 0,73 1,17 i odbiegaj¹ od wartoœci typowych dla wy ej- i ni ejleg³ego poziomu glacjalnego (tab. 2). Piaski wodnolodowcowe. Wotworze kartograficznym 5, poni ej osadów zlodowaceñ pó³nocnopolskich, na g³êbokoœci 45,0 57,5 m, wystêpuje mi¹ sza seria piaszczysto- wirowa (tabl. IV). Ma ona swoj¹ kontynuacjê w otworach archiwalnych 1 i 2 (pó³nocno-zachodni fragment obszaru arkusza). Na ogó³ s¹ to piaski œrednio- i drobnoziarniste, z przewarstwieniami drobnookruchowych wirów piaszczystych (maksymalna œrednica otoczaków do 5 cm). Udzia³ amfiboli i piroksenów jest bardzo du y i waha siê w przedziale oko³o 15 32%. WskaŸnik obtoczenia ziarn kwarcu wynosi od oko³o 0,8 do oko³o 1,2. Analizowana seria le y w poziomie formacji glacjalnej zlodowacenia Warty i jak nale y przypuszczaæ stanowi recesyjn¹ formê marginaln¹ rozwiniêt¹ w strefie równole nikowej depresji Komorze Pile. Interglacja³ eemski Na Pojezierzu Szczecineckim nie s¹ znane stanowiska florystyczne interglacja³u eemskiego. Udokumentowane palinologicznie gytie i mu³y jeziorne tego wieku wystêpuj¹ w Rzecinie na Równinie Bia³ogardzkiej, gdzie przykryte s¹ najm³odszymi osadami lodowcowymi (Dobracka, Winter, 2001). Utwory organogeniczne prawdopodobnie eemskiego wieku znane s¹ tak e z Radwanicy na Pojezierzu Krajeñskim oraz z Wierzchowa na Pojezierzu Drawskim (Maksiak i in., 1978). W dotychczasowych opracowaniach geologiczno-kartograficznych znacznie czêœciej przyjmuje siê obecnoœæ kopalnych osadów rzecznych reprezentuj¹cych ostatni interglacja³. Piaski i wiry rzeczne.naobszarze arkusza ubowo dolina rzeczna interglacja³u eemskiego prawdopodobnie pokrywa siê z przebiegiem depresji marginalnej Komorze Pile. Obecnoœæ eemskich utworów rzecznych przyjêto w oparciu o analizê paleogeograficzn¹, z uwzglêdnieniem s¹siedniego arkusza Sulinowo (Lewandowski i in., 2000). Osady te lokuj¹ siê na wysokoœci oko³o 80 110 m n.p.m. (przekrój geologiczny A B). Prawdopodobnie seria ta zosta³a nawiercona pod glinami zwa³owymi w otworze studziennym 8 w Strzeszynie, na wysokoœci oko³o 85 96 m n.p.m., i przewiercona w otworze 29 w Dobrzycy Ma³ej (przekrój geologiczny A B). 19
Zlodowacenia pó³nocnopolskie Zlodowacenie Wis³y Stadia³ górny Na obszarze arkusza ubowo wyró niono dwa kompleksy glacjalne zlodowacenia Wis³y, reprezentuj¹ce dwie fazy stadia³u górnego: leszczyñsko-poznañsk¹ oraz pomorsk¹. Oddzielnoœæ wspomnianych kompleksów dokumentuj¹ dwa poziomy glin zwa³owych oraz bardzo dobrze wykszta³cona seria miêdzyglinowa (przekrój geologiczny A B, tabl. III). Transgresywny charakter l¹dolodu fazy pomorskiej w strefie lobu Parsêty, o charakterze szar y, przekonuj¹co argumentuj¹ Jania i Bukowska-Jania (1997). Jego maksymalny zasiêg, szczególnie na obszarze arkusza ubowo, w dotychczasowej literaturze jest ró nie interpretowany (Maksiak, Mróz, 1976; Karczewski, 1990, 1991, 1997; K³ysz, 1998). Ró nice tych pogl¹dów wynikaj¹ g³ównie z braku (na omawianym obszarze) typowych form czo³owomorenowych. Sytuacja ta wynika z faktu, e obszar arkusza ubowo po³o ony jest w strefie miêdzylobowej (pomiêdzy lobem Parsêty na wschodzie a lobem drawskim na zachodzie), gdzie deglacjacja mia³a w przewadze charakter arealny. W po³udniowo-zachodnim sektorze obszaru arkusza ubowo (rejon Piekar, Broczyna i Trzciñca) obserwuje siê dwudzielnoœæ glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y. Byæ mo e jest to efekt lokalnej szar y w subfazie krajeñskiej, której formy marginalne (moreny czo³owe) bardzo dobrze wyra one s¹ na obszarze s¹siedniego arkusza Miros³awiec (Piotrowski, 2000). Wa³ Broczyna (po³o ony przy po³udniowej granicy terenu arkusza), uznawany przez K³ysza (1998) za formê marginaln¹ fazy pomorskiej, maz³o on¹ genezê typu szczelinowego (morena martwego lodu) i prawdopodobnie zwi¹zany jest ze stref¹ marginaln¹ subfazy krajeñskiej. Problem ten nie zosta³ jednoznacznie rozstrzygniêty. Po³o enie aktywnej krawêdzi l¹dolodu fazy pomorskiej dobrze wyznacza równole nikowa depresja rynny marginalnej Komorze Pile, która wed³ug pogl¹dów Karczewskiego (1997) jest odwzorowaniem marginalnego trzonu lodowego. Na bezpoœrednim przedpolu wspomnianej depresji (w obrêbie wysoczyzny polodowcowej) obserwuje siê gliniaste wa³y nosz¹ce znamiona wyciœniêtych fa³dów glacitektonicznych (przekrój geologiczny A B). Sumaryczna mi¹ szoœæ osadów ostatniego zlodowacenia na obszarze arkusza ubowo waha siê na ogó³ w przedziale oko³o 20 30 m, dochodz¹c lokalnie (w strefach spiêtrzeñ glacitektonicznych i rynien subglacjalnych) do oko³o 60 m. Mu³ki, piaski i i³y zastoiskowe. Wstrefach dolinnych i obni eniach kopalnej (eemskiej) powierzchni interglacjalnej obserwuje siê kilkunastometrow¹ seriê piasków drobnoziarnistych, mu³ków i i³ów warwowych (otw.: 9, 14, 28 i 29). S¹ to zapewne osady rozleg³ych zastoisk, które utworzy³y siê podczas transgresji l¹dolodu zlodowacenia Wis³y w stadiale górnym (g³ównym). 20
Piaski i wiry wodnolodowcowe (dolne). Bezpoœrednio pod glinami zwa³owymi stadia³u górnego, w licznych otworach archiwalnych, wystêpuje mi¹ szy (do oko³o 10 15 m) poziom piaszczysty i piaszczysto- wirowy. Prawdopodobnie jest to transgresywna seria wodnolodowcowa, zdeponowana w strefach odp³ywów proglacjalnych. wiry i piaski rynien subglacjalnych.naobszarze arkusza ubowo wystêpuj¹ (po³udnikowo usytuowane) liczne rynny subglacjalne, odwzorowane na powierzchni terenu obecnoœci¹ d³ugich i w¹skich jezior rynnowych. W otworze 7, zlokalizowanym nad jeziorem Komorze, nawiercono 41,5-metrow¹ seriê wirowo-piaszczyst¹ z obecnoœci¹ eratyków (œrednica powy ej 10 cm) (tabl. IV). Sk³ad petrograficzny frakcji wirowej oraz bardzo s³abe wysortowanie materia³u œwiadcz¹ o wodnolodowcowej genezie osadów, zdeponowanych zapewne w tunelu subglacjalnym. Gliny zwa³owe (dolne). Poziom glin zwa³owych fazy leszczyñsko-poznañskiej, o zmiennej mi¹ szoœci od oko³o 8 do oko³o 30 m, wystêpuje na ca³ym obszarze arkusza. Gliny te tworz¹ rozleg³¹ wysoczyznê polodowcow¹ usytuowan¹ w zachodniej czêœci badanego terenu, pomiêdzy Sikorami a Czarnym Ma³ym, oraz wyspê wysoczyznow¹ w rejonie Liszkowa na wschodzie. Gliny zwa³owe omawianego poziomu ods³aniaj¹ siê tak e niewielkimi p³atami w po³udniowej strefie sandru Dobrzycy. Na pozosta³ym obszarze przykryte s¹ one piaskami i wirami lodowcowymi i sandrowymi, a na pó³nocy osadami fazy pomorskiej. S¹ to gliny piaszczysto-py³owate, szare, w stropie brunatne, mocno wapniste, z du ¹ zawartoœci¹ eratyków. W sektorze po³udniowo-zachodnim omawiane gliny wystêpuj¹ lokalnie w dwóch poziomach (otw.: 14, 21 i 26 28). Poziom górny, o niewielkiej mi¹ szoœci (oko³o 2 13 m) prawdopodobnie odzwierciedla lokaln¹ szar ê l¹dolodu w subfazie krajeñskiej (Piotrowski, 2000). Mu ³ ki i piaski zastoiskowe. Seria zastoiskowa, po³o ona pomiêdzy dwoma poziomami glin zwa³owych fazy leszczyñsko-poznañskiej, wystêpuje powszechnie w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza (tabl. III). Jej mi¹ szoœæ jest niewielka i na ogó³ nie przekracza 10,0 m. Sedymentacja omawianej serii mia³a miejsce w obni eniach przetainowych podczas lokalnej recesji l¹dolodu o charakterze arealnym. Piaski, wiry i mu ³ ki akumulacji szczelinowej.nawysoczyÿnie polodowcowej ko³o Karsna wystêpuje niewielkie, po³udnikowo zorientowane wzgórze zwane Lipow¹ Gór¹, w którym zlokalizowana jest du a wirownia. Szczegó³owe profilowanie œcian ods³oniêcia udokumentowa³o obecnoœæ dwóch kompleksów: dolnego mu³kowo-piaszczystego (jeziorno-lodowcowego) oraz górnego wirowo-piaszczystego (o du ej energii skanalizowanego przep³ywu). Kompleksy te (jak ujawni³y sondy mechaniczne) po³o one s¹ w otoczeniu glin zwa³owych. Analiza sedymentologiczna wykaza³a, e omawiane osady reprezentuj¹ akumulacjê w otwartej szczelinie lodowej (Gruszka i in., 2002). W pó³nocno-zachodniej (nieczynnej) czêœci omawianego ods³oniêcia wystêpuje baszta gru- 21
boziarnistych piaskowców wapnistych, opisanych przez K³ysza (1992) jako efekt lokalnej cementacji wêglanowej przez infiltracjê wód opadowych. Ekspertyza petrologiczna piaskowców potwierdzi³a wczesnodiagenetyczn¹ cementacjê kalcytow¹ zwi¹zan¹ z przep³ywem wód meteorycznych (Sikorska, 2002). Piaszczysto- wirowa forma szczelinowa (po³udnikowo zorientowany wa³) wystêpuje ponadto w po³udniowo-zachodnim naro niku obszaru arkusza, oko³o 2 km na po³udniowy wschód od Piekar. Piaski i wiry, miejscami mu³ki i gliny wodnomorenowe, moren martwego lodu. Wpo³udniowej czêœci obszaru arkusza, w strefie przejœciowej miêdzy wysoczyzn¹ polodowcow¹ (na pó³nocy) a sandrem (na po³udniu), wystêpuj¹ owalne wzgórza wirowo-piaszczyste, bez³adnie rozmieszczone, którym towarzysz¹ liczne zag³êbienia wytopiskowe. Wiercenie kartograficzne 17, zlokalizowane w obrêbie jednego z nich, udokumentowa³o mi¹ sz¹ seriê wirowo-piaszczyst¹, w stropie z warstw¹ (oko³o 4 m) ró noziarnistych piasków gliniastych (tabl. IV). Wa³ Broczyna (zlokalizowany na po³udniowym skraju obszaru arkusza) zbudowany jest ze zdeformowanych grawitacyjnie ³awic piaszczysto- wirowych, wœród których wystêpuj¹ wk³adki glin sp³ywowych (K³ysz, 1998), pó³nocne stoki wa³u oraz jego zachodnie przed³u enie tworz¹ mi¹ sze gliny zwa³owe. Kszta³t omawianych form oraz litologia i struktury tworz¹cych je osadów sugeruj¹, e s¹ to moreny martwego lodu akumulowane w przetainach (lub na sk³onach wa³ów lodowych) podczas deglacjacji arealnej. Usytuowanie omawianej strefy marginalnej w nawi¹zaniu do obszarów arkuszy s¹siednich (Sulinowo, Nadarzyce i Miros³awiec) ka e j¹ zaliczyæ do subfazy krajeñskiej. Piaski ze wirami i mu³ki kemów.niewielkich rozmiarów, pojedyncze formy kemowe wystêpuj¹ tak e w strefie rynny jezior: Do³gie Wielkie, Czaplino i Broczyno. Formy te zbudowane s¹ na ogó³ z piasków drobno- i œrednioziarnistych, z przewarstwieniami wirów, warstwowanych poziomo. Sondy mechaniczne zlokalizowane w ich partiach szczytowych wykaza³y, e wraz z g³êbokoœci¹ piaski zastêpowane s¹ mu³kami. Piaski i wiry lodowcowe(dolne). W strefie wysoczyzny polodowcowej ko³o Liszkowa, Ostroroga i Czarnego Ma³ego wystêpuj¹ izolowane pokrywy piaszczysto- wirowe, na ogó³ o bardzo zró nicowanej rzeÿbie. Pokrywom tym towarzyszy szereg wielkich i ma³ych wytopisk, co œwiadczy, e osady te deponowane by³y zarówno na, jak i pomiêdzy bry³ami martwego lodu, w strefie supraglacjalnej. Mi¹ szoœæ piasków i wirów jest bardzo zmienna i waha siê w przedziale od oko³o 1 do ponad 5,0 m. Spowodowane jest to bardzo nierównym stropem glin zwa³owych le ¹cych poni ej. Gliny zwa³owe, miejscami wiry i piaski, moren wyciœniêcia. Wpo³udniowym obrze eniu jeziora Komorze (pomiêdzy Sikorami a Rakowem) oraz w po³udniowej krawêdzi jeziora Lubicko Wielkie usytuowana jest kilkusetmetrowej szerokoœci strefa wa³ów gliniastych, równolegle zorientowanych. Studzienne profile archiwalne, zlokalizowane w tej strefie (otw. 11 i 12), dokumentuj¹ gliny lodowcowe, z cienkimi przewarstwieniami wirowo-piaszczystymi, o ³¹cznej mi¹ szoœci oko³o 22