Objaœnienia Do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski

PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY PAÑSTWOWY INSTYTUT BADAWCZY

RADOS£AW PIKIES

G³ówny koordynator Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski — W. MORAWSKI Koordynator regionu Pomorza wschodniego, Warmii i Mazur — W. MORAWSKI

OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ£OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI

1:50000

Arkusz Ostróda (173) (z 1 fig., 3 tab. i 5 tabl.)

WARSZAWA 2014 Autor: Rados³aw PIKIES Pañstwowy Instytut Geologiczny–Pañstwowy Instytut Badawczy Oddzia³ Geologii Morza ul. Koœcierska 5, 80-328 Gdañsk

Redakcja merytoryczna: Joanna SIEWIOREK

Akceptowa³ do udostêpniania Dyrektor ds. pañstwowej s³u¿by geologicznej mgr in¿. A. PRZYBYCIN

ISBN 978-83-7863-367-9

Przygotowanie wersji cyfrowej: Jadwiga GAC-JACHOWICZ, Sebastian GURAJ SPIS TREŒCI

I. Wstêp ...... 5 II. Ukszta³towanie powierzchni terenu ...... 8 III. Budowa geologiczna ...... 16 A. Stratygrafia ...... 16 1. Paleogen ...... 17 a. Paleocen ...... 17 b. Eocen + oligocen ...... 17 2. Neogen ...... 18 a. Miocen ...... 18 3 . Czwartorzêd ...... 19 a. Plejstocen ...... 19 Zlodowacenia najstarsze ...... 20 Zlodowacenie Narwi ...... 20

Stadia³ dolny ...... 20 Zlodowacenia po³udniowopolskie ...... 22 Zlodowacenie Nidy ...... 22

Stadia³ górny ...... 22 Interglacja³ ma³opolski ...... 23 Zlodowacenie Sanu 1 ...... 24

Stadia³ dolny ...... 24

Stadia³ górny ...... 26 Interglacja³ ferdynandowski ...... 27 Zlodowacenie Sanu 2 ...... 27 Interglacja³ wielki ...... 29 Zlodowacenie Liwca ...... 29 Interglacja³ Zbójna ...... 29 Zlodowacenia œrodkowopolskie ...... 30 Zlodowacenie Odry ...... 30 Zlodowacenie Warty ...... 31 Interglacja³ eemski ...... 34 Zlodowacenia pó³nocnopolskie ...... 34 Zlodowacenie Wis³y ...... 34

Stadia³ œrodkowy ...... 35

Stadia³ górny ...... 36 b. Czwartorzêd nierozdzielony ...... 42 c. Holocen...... 44 B. Tektonika i rzeŸba pod³o¿a czwartorzêdu ...... 46 C. Rozwój budowy geologicznej ...... 47 IV. Podsumowanie ...... 53 Literatura ...... 54

SPIS TABLIC

Tablica I — Profil otworu badawczego dla SMGP (kartograficznego) Tablica II — Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000 Tablica III — Zasiêg l¹dolodu fazy pomorskiej zlodowacenia Wis³y w po³udniowej Warmii Tablica IV — Przekrój geologiczny C–D Tablica V — Szkic geologiczny odkryty w skali 1:100 000 I. WSTÊP

Obszar arkusza Ostróda (173) Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000 (SMGP) administracyjnie jest po³o¿ony w województwie warmiñsko-mazurskim, powiecie ostródzkim, w obrêbie gmin: Ostróda, Mi³om³yn, £ukta i Mor¹g. Wed³ug fizycznogeograficznego podzia³u Polski na regiony (Kondracki, 2002), wiêksza czêœæ obszaru arkusza nale¿y do Pojezierza I³awskiego. Wschodnia czêœæ terenu badañ znajduje siê w obrêbie Pojezierza Olsztyñskiego. Niewielkie fragmenty po³udniowej czêœci omawianego obszaru nale¿¹ do Garbu Lubawskiego i Doliny Drwêcy. Granice arkusza Ostróda wyznaczaj¹ nastêpuj¹ce wspó³rzêdne geograficzne: 19º45' i 20º00' d³ugoœci geograficznej wschodniej oraz 53º40' i 53º50' szerokoœci geograficznej pó³nocnej. Analizowany teren zajmuje powierzchniê 306 km2, z czego 291 km2 stanowi czêœæ l¹dowa. Niniejsze opracowanie zosta³o wykonane w Oddziale Geologii Morza Pañstwowego Instytutu Geologicznego–Pañstwowego Instytutu Badawczego w Gdañsku-Oliwie na podstawie projektu badañ geologicznych arkuszy Ostróda (173), Dobrzyki (172) i £ukta (174) (Rabek i M³yñczak, 2001), zatwier- dzonego przez Ministra Œrodowiska decyzj¹ nr DG/kok/AO/489-NY-32/2002 z dnia 30.12.2002 r. Prace geologiczno-zdjêciowe i dokumentacyjne wykonali R. Pikies w latach 2007–2009 oraz L. Zaleszkiewicz i T. WoŸniak w 2007 r. W ramach prac dokumentacyjnych opisano profile 706 sond rêcznych i ods³oniêæ, wykonano tak¿e 185 sond mechanicznych, o ³¹cznym metra¿u 1200 m, zlokali- zowanych zarówno wzd³u¿ linii przekrojów geologicznych, jak i w rejonach o niewielkiej liczbie otworów. Na mapê geologiczn¹ naniesiono 12 punktów dokumentacyjnych (tab. 1). Poza tym zesta- wiono 159 profili otworów archiwalnych. Korzystano równie¿, szczególnie przy konstrukcji przekro- jów geologicznych, z profili otworów znajduj¹cych siê na obszarach s¹siednich arkuszy, blisko granicy z arkuszem Ostróda. Do opracowania mapy geologicznej wykorzystano dane z 268 profili p³ytkich otworów archiwalnych (dokumentacje surowcowe, geologiczno-in¿ynierskie, hydrogeologiczne), o ³¹cznym metra¿u oko³o 1440 m, oraz dane z 295 p³ytkich sondowañ o g³êbokoœci do 10 m (dokumentacje Instytutu Melioracji i U¿ytków Zielonych).

5 Tabela 1 Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych

Numer punktu Rodzaj punktu Lokalizacja Rzêdna G³êbokoœæ dokumentacyjnego Uwagi na mapie w notatniku (miejscowoœæ) (m n.p.m.) (m) (wg s³ownika)* geologicznej terenowym 1 W/H-3/2007 sm Majdany Wielkie 109,0 10,0 Przekrój geologiczny A–B 2 W/H-21/2007 sm NiedŸwiady 129,1 14,0 Przekrój geologiczny C–D 3 W/H-6/2007 sm Ligi 100,5 10,0 Przekrój geologiczny C–D 4 W/H-7/2007 sm Bynowo 108,0 12,0 Przekrój geologiczny C–D 5 W/H-15/2007 sm Faltyjanki 113,5 12,0 Przekrój geologiczny C–D 6 W/H-16/2007 sm Zak¹tek 115,0 16,0 Przekrój geologiczny C–D 7 W/H-17/2007 sm Zak¹tek 118,0 16,0 Przekrój geologiczny C–D 8 W/H-20/2007 sm Zak¹tek 128,0 10,0 Przekrój geologiczny C–D 9 W/H-11/2007 sm Liwa 100,0 12,0 Przekrój geologiczny A–B 10 W/H-12/2007 sm Lubieñ 100,5 12,0 Przekrój geologiczny A–B 11 W/H-124/2007 sm Pi³awki 99,5 10,0 Przekrój geologiczny A–B 12 Sr-475 sr Tyrowo 96,0 1,5 Badania palinologiczne

* sm — sonda mechaniczna, sr — sonda rêczna.

Do opracowania litologii i stratygrafii osadów czwartorzêdowych i ich pod³o¿a w 2008 r. wykonano otwór kartograficzny 16 (Bynowo), o g³êbokoœci 211,5 m, który osi¹gn¹³ strop pod³o¿a czwar- torzêdu (tabl. I). Z profilu tego otworu pobrano 277 próbek do badañ litologiczno-petrograficznych (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Dodatkowo, w celu rozpoznania paleogeografii rozleg³ej równiny zbudowanej z torfów i gytii, otaczaj¹cej od po³udnia Jezioro Drwêckie, przeprowadzono osiem badañ palinologicznych i 12 malakologiczno-ostrakodologicznych (Krzymiñska, 2009; Miotk- -Szpiganowicz, 2009). W 2007 r. wzd³u¿ linii dwóch przekrojów geologicznych wykonano profile elektrooporowe, o ³¹cznej d³ugoœci 22,5 km, które obejmowa³y 88 sond geoelektryczno-oporowych (SGE), o rozstawie œrednio co 250 m. Wyniki tych pomiarów skonfrontowano z wydzieleniami litologicznymi z profili otworów archiwalnych, a nastêpnie zreinterpretowano je po wykonaniu otworu kartograficznego. Stano- wi³o to podstawê do identyfikacji geologicznej wydzielonych warstw, z której wynika, ¿e opory niektó- rych serii skalnych czwartorzêdu oraz neogenu i paleogenu s¹ zbli¿one lub identyczne (M¿yk, 2007). Utrudni³o to rozró¿nienie warstw geoelektrycznych na przekrojach geologicznych. Generalnie strop pod³o¿a czwartorzêdu charakteryzuje siê spadkiem oporu do wartoœci poni¿ej 40 W, co odpowiada obec- noœci utworów ilasto-mu³kowo-piaszczystych (M¿yk, 2007). Na omawianym obszarze strop ten wystê- puje na wysokoœci 90,0–105,0 m p.p.m., co generalnie potwierdzaj¹ wyniki badañ elektrooporowych. Na podstawie tych badañ mo¿na tak¿e stwierdziæ, ¿e na terenie arkusza nie nale¿y spodziewaæ siê obec- noœci g³êbokich wciêæ erozyjnych o charakterze dolin kopalnych. M¿yk (2007) odniós³ sie równie¿ do archiwalnych badañ elektrooporowych (Marciniak, 1966; Pilaciñski, 1987), które wskazuj¹ na doœæ silnie zró¿nicowan¹ mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdowych (od kilkunastu do ponad 100 m).

6 W niniejszym opracowaniu przedstawiono pierwsz¹ kompleksow¹ charakterystykê budowy geologicznej obszaru objêtego granicami arkusza Ostróda, ze szczególnym uwzglêdnieniem osadów czwartorzêdowych i jego pod³o¿a. Prace badawcze nad utworami czwartorzêdu na wiêksz¹ skalê rozpoczê³y siê po 1945 r. Do najwa¿niejszych publikacji z tego okresu nale¿y Przegl¹dowa Mapa Geologiczna Polski 1:300 000, arkusz Toruñ, wydania A (Galon, 1947) i B (Galon i Pacowska, 1953) oraz Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, arkusz I³awa, wydaniaAiBwraz z Objaœnieniami (Makowska, 1978, 1979, 1980). Omawiany obszar nie by³ przedmiotem szczegó³owych badañ geologicznych. Informacje dotycz¹ce terenu arkusza mo¿na znaleŸæ w szerszych regionalnych opracowaniach o ró¿nej problematyce. Tektonika obszaru oraz litologia ska³ starszego pod³o¿a zosta³y opisane m.in. w pracach Dadleza i innych (1976) oraz Dadleza i Marka (1997). Dane na temat stratygrafii oraz litologii paleozoiku i mezozoiku s¹ zawarte w opracowaniu g³êbokiego otworu badawczego Olsztyn IG 2 (Modliñski, 1977), który zosta³ odwiercony w miejscowoœci Bramka, po³o¿onej na terenie arkusza Mor¹g. Stratygrafii paleogenu i neogenu by³y poœwiêcone prace £yczewskiej (1958), Ciuka (1970, 1972, 1974), Piwockiego (1970, 2004), Kociszewskiej-Musia³ i Kosmowskiej-Ceramowicz (1973), Grabowskiej (1974) oraz Uberny (1974). O pod³o¿u czwartorzêdu i jego wp³ywie na wykszta³cenie osadów czwartorzêdowych pisali Rühle (1968) oraz Marks (1980, 1984). Paleogeografia w czwartorzêdzie zosta³a scharakteryzowana w syntetycznych opracowaniach Roszkówny (1955, 1956), Galona (1968a, b), Roszko (1968), Marksa (1984), Pasierbskiego (1984) i Mojskiego (2005). Szczególnie interesuj¹ca jest publikacja Wiœniewskiego (1971), w której autor opisuje rozwój tzw. sandru ostródzkiego i doliny górnej Drwêcy. Litologia i stratygrafia poziomów morenowych dorzecza Wis³y, w tym równie¿ rejonów s¹siaduj¹cych z obszarem arkusza Ostróda, by³y przedmiotem szczegó³owej analizy Lisickiego (2003). Badania geomorfologiczne na omawianym obszarze by³y prowadzone g³ównie przez Kondrac- kiego (1952, 1972), Roszkównê (1956), Pachuckiego (1961), Kondrackiego i Pietkiewicza (1967) oraz Galona (1972). Dotyczy³y one zasiêgu poszczególnych faz zlodowaceñ pó³nocnopolskich. Rein- terpretacji zasiêgu zlodowacenia Wis³y, w konsekwencji z rozszerzeniem jego granic w po³udniowo- -zachodniej Warmii, dokonali ostatnio Ga³¹zka i inni (1998, 2006a) oraz Morawski (2005). Odrêbna problematyka badawcza, bazuj¹ca na komputerowym przetwarzaniu zdjêæ geofizycznych i teledetekcyjnych, zosta³a przedstawiona na mapach liniowych elementów strukturalnych w skali 1:200 000, nawi¹zuj¹cych do elementów wg³êbnej budowy geologicznej, równie¿ rejonu badanego arkusza (Graniczny i in., 1995). Temu zagadnieniu by³a poœwiêcona tak¿e praca Ga³¹zki i innych (2006b).

7 W s¹siedztwie terenu arkusza wykonano cztery arkusze SMGP. S¹ to: od zachodu — arkusz Dobrzyki (Rabek i Narwojsz, 2008a, b), od po³udnia — arkusz Lubawa (Ga³¹zka, 2009, 2012b), od pó³nocy — arkusz Mor¹g (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007) i od wschodu — arkusz £ukta (Jurys i WoŸniak, 2009).

II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Teren objêty granicami arkusza Ostróda ma poligenetyczn¹ rzeŸbê, jednak jego du¿e fragmenty charakteryzuj¹ siê mniej urozmaiconym typem krajobrazu. Jest to zwi¹zane z obecnoœci¹ rozleg³ych równin o genezie wodnolodowcowej. Najwiêksze deniwelacje terenu wystêpuj¹ w po³udniowej czêœci obszaru arkusza i osi¹gaj¹ 62,0 m. Najwy¿szy punkt wysokoœciowy — oko³o 155,0 m n.p.m. — stanowi wierzcho³ek pagórka moreny spiêtrzonej, zlokalizowanej na po³udniowy wschód od miejscowoœci Tyrowo. Najni¿ej po³o¿one miejsce — oko³o 93,0 m n.p.m.— znajduje siê w dnie doliny Drwêcy, tu¿ przy po³udniowej granicy terenu arkusza, ko³o miejscowoœci Samborowo. Strefê maksymalnych deniwelacji nale¿y wi¹zaæ z najbardziej peryferyjn¹, pó³nocn¹ czêœci¹ mezoregionu Garbu Lubawskiego w po³udniowej i po³udniowo-wschodniej czêœci terenu badañ. Jest to obszar wysoczyzny morenowej powsta³ej w czasie recesji l¹dolodu stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y (faza leszczyñsko-poznañska). Odci- nek doliny rzeki Drwêcy w rejonie Samborowa stanowi pó³nocne zakoñczenie mezoregionu Doliny Drwêcy. Oba wspomniane mezoregiony wchodz¹ w sk³ad Pojezierza Che³miñsko-Dobrzyñskiego (Kondracki, 2002). Œrodkowa, zachodnia i pó³nocno-zachodnia czêœæ obszaru arkusza jest po³o¿ona w obrêbie makroregionu Pojezierza I³awskiego (Kondracki, 2002). W tej czêœci obszaru dominuje mniej urozmaicona rzeŸba, zwi¹zana z obecnoœci¹ równin wodnolodowcowych. Jedynie w czêœci zachodniej i pó³nocno-zachodniej wystêpuje zwarta powierzchnia wysoczyzny morenowej. Powierzchnie sandrowe (ok. 130,0 m n.p.m.), góruj¹ na znacznym obszarze nad wysoczyzn¹, która jedynie w pó³nocno-zachodnim naro¿u terenu arkusza wznosi siê na wysokoœæ ponad 130,0 m n.p.m. Na Poje- zierzu I³awskim wysokoœci terenu wahaj¹ siê od 99,5 m n.p.m. (lustra jezior) do 132,9 m n.p.m. w rejonie miejscowoœci Surzyki Wielkie. Deniwelacje wynosz¹ tu zatem 33,4 m. Cech¹ charakterystyczn¹ omawianego makroregionu jest jego porozcinanie przez system rynien jeziornych o orientacji NW–SE (jeziora: Ruda Woda, Iliñsk, Bartê¿ek). Wschodnia czêœæ terenu arkusza, poza jego po³udniowo- -wschodnim fragmentem (Garb Lubawski), nale¿y do Pojezierza Olsztyñskiego, wchodz¹cego w sk³ad makroregionu Pojezierza Mazurskiego (Kondracki, 2002). Dominuje tutaj wyrównana rzeŸba terenu, zwi¹zana z wystêpowaniem rozleg³ych równin wodnolodowcowych, urozmaicona rynn¹ jeziora Szel¹g Wielki, o kierunku NW–SE.

8 Poni¿ej przedstawiono charakterystykê form geomorfologicznych, które znajduj¹ siê na szkicu geomorfologicznym (tabl. II). Formy lodowcowe. Wysoczyzna morenowa falista wklasycznym wykszta³ceniu wy- stêpuje g³ównie w po³udniowej i po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza, w rejonie miejscowo- œci Morliny, Tyrowo i Kajkowo, gdzie jest po³o¿ona na wysokoœci od oko³o 110,0 do 150,0 m n.p.m. Charakteryzuje siê ona obecnoœci¹ licznych zag³êbieñ bezodp³ywowych (zajêtych przez równiny torfowe), kemów, moren martwego lodu i moren czo³owych, przewa¿nie spiêtrzonych, co jest efektem deglacjacji arealnej na zapleczu strefy morenowej Wzgórz Dylewskich (Ga³¹zka, 2009, 2012b). W strefie zboczowej omawianej formy wystêpuj¹ bardzo liczne suche dolinki denudacyjne i erozyjne. Opisywana wysoczyzna kszta³towa³a siê najprawdopodobniej podczas recesji l¹dolodu fazy leszczyñsko- -poznañskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Rozleg³a wysoczyzna morenowa falista wystêpuje tak¿e w zachodniej i pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza. Jest ona po³o¿ona na rzêdnych od oko³o 110,0 do oko³o 120,0 m n.p.m., jedynie pojedyncze elewacje osi¹gaj¹ wiêksze wysokoœci. Bardzo liczne w jej obrêbie s¹ zag³êbienia bezodp³ywowe wype³nione osadami biogenicznymi lub ró¿nego rodzaju namu³ami. W rejonie Mi³om³yna i dalej w kierunku zachodnim wysoczyzna obni¿a siê do wysokoœci oko³o 100,0–105,0 m n.p.m. Towa- rzysz¹ jej tu liczne moreny martwego lodu, kemy i formy akumulacji szczelinowej, zorientowane wzd³u¿ kierunków SW–NE i E–W, które powsta³y wzd³u¿ linii odp³ywu wód roztopowych w szczelinach i rozpadlinach istniej¹cych w martwym i stagnuj¹cym lodzie. W czêœci pó³nocnej wysoczyzna jest oddzielona od otaczaj¹cych j¹ od wschodu równin sandrowych licznymi rynnami subglacjalnymi i ci¹gami ozów o orientacji NW–SE. Wspomniane równiny s¹ zwykle po³o¿one na wysokoœci 120,0–130,0 m n.p.m, zatem góruj¹ nad wysoczyzn¹ morenow¹, na co zwraca³ ju¿ uwagê Wiœniewski (1971). Granica rozdzielaj¹ca po³o¿enie wysokiego poziomu sandrowego i le¿¹cej poni¿ej powierzchni wysoczyzny morenowej, ma charakter sedymentacyjnej krawêdzi kontaktu lodowego. Zaplecze tej krawêdzi stanowi wyraŸny sk³on, który w rejonie miejscowoœci Tarda, przekracza wysokoœæ 20 m. Omawiany obszar wysoczyzny morenowej zosta³ ukszta³towany podczas recesji l¹dolodu fazy pomorskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Moreny czo³owe, przewa¿nie akumulacyjne, nadbudowuj¹ powierzchniê wysoczyzny morenowej falistej w rejonie Morlin oraz tu¿ przy pó³nocnej granicy obszaru arkusza, w s¹siedztwie jezior Ruda Woda i Bartê¿ek. Pagórek czo³owomorenowy w okolicach Morlin powsta³ w czasie wycofywania siê l¹dolodu z pozycji maksymalnego zasiêgu w stadiale górnym zlodowacenia Wis³y. Niewielkie pagórki, znajduj¹ce siê w pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza, mo¿na odnieœæ do krótkotrwa³ych postojów l¹dolodu podczas jego recesji w fazie pomorskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. W tej czêœci Warmii nie dokumentuj¹ one maksymalnego zasiêgu l¹dolodu tej fazy (tabl. III).

9 Moreny czo³owe, przewa¿nie spiêtrzone, tworz¹ na ogó³ pod³u¿ne wa³y o wyso- koœci wzglêdnej 15,0–20,0 m, o elongacji prostopad³ej do kierunku ruchu l¹dolodu. Nadbudowuj¹ one wysoczyznê morenow¹ w po³udniowej czêœci obszaru arkusza, na po³udniowy wschód od miejscowoœci Tyrowo. Du¿e wzgórze, prawdopodobnie równie¿ o takiej genezie, znajduje siê w pó³nocno-zachodniej czêœci terenu badañ, na zachód od rynny Jeziora Korolewskiego i miejscowoœci Liksajny. Oma- wiana morena rozci¹ga siê wzd³u¿ kierunku SW–NE. Jest to forma niesymetryczna zbudowana z glin zwa³owych. Wysokoœæ wzglêdna jej pó³nocno-zachodniego zbocza wynosi 10,0–15,0 m, a po³udniowo- -wschodniego — 5,0–10,0 m. Formy utworzone w strefie martwego lodu. Moreny martwego lodu wystêpuj¹ licznie w rejonie Mi³om³yna oraz na po³udnie i zachód od tej miejscowoœci, nadbudowuj¹c ³agodne prze- g³êbienia wysoczyzny morenowej. Wysokoœæ wzglêdna tych form wynosi 10,0–20,0 m. Moreny martwego lodu s¹ zbudowane z piasków i ¿wirów, miejscami z p³atami glin zwa³owych w sp³ywach. Oko³o 15-metrowy pagórek, po³o¿ony przy szosie z Mi³om³yna do Bynowa, jest natomiast zbudowany z przewarstwieñ glin zwa³owych i piasków gliniastych. Omawiane formy czêsto otaczaj¹ liczne zag³ê- bienia o genezie wytopiskowej. Formy pochodzenia wodnolodowcowego. Równiny sandrowe i wodnolodowcowe w ogólnoœci wystêpuj¹ w postaci niewielkich p³atów, na ogó³ w dnach i na zboczach rynien subglacjalnych w okolicach Ostródy. Listwy tych równin wystêpuj¹ tak¿e w pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza, w s¹siedztwie jezior Ruda Woda i Iliñsk, które w ró¿nym stopniu uwidaczniaj¹ swoje za³o¿enia rynnowe. Powstanie równin sandrowych jest zwi¹zane z oddzia³ywaniem lokalnych syste- mów odp³ywu wód roztopowych. S¹ one po³o¿one na ró¿nych wysokoœciach. Poziom sandrowy 115,0–130,0 m n.p.m., g³ównie akumulacyjny (miejscami akumulacyjno-erozyjny), zajmuje prawiê ca³¹ pó³nocno-wschodni¹ czêœæ obszaru arkusza. Nie tworzy on jednolitych, zwartych powierzchni. Najwy¿sza, prawie p³aska powierzchnia sandrowa wystêpuje na pó³noc od jeziora Szel¹g Wielki i rozci¹ga siê wzd³u¿ kierunku NNE, a¿ po pó³nocn¹ granicê terenu badañ — pomiêdzy jeziorami Ruskim i Bartê¿ek. Ten doœæ jednolity i raczej monotonnie wykszta³cony obszar jest po³o¿ony na wysokoœci 126,0–130,0 m n.p.m. Miejscami rzeŸbê urozmaicaj¹ zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie. Omawiane równiny sandrowe obni¿aj¹ siê — w kierunku po³udniowym zmiana wysokoœci jest stopniowa, p³ynna, natomiast ku zachodowi obserwuje siê doœæ wyraŸny za³om, poni¿ej którego znajduje siê nieco ni¿szy stopieñ tej równiny, po³o¿ony na wysokoœci 115,0–120,0 m n.p.m., gdzie wystê- puj¹ jednak liczne, izolowane p³aty wy¿szego poziomu. W swojej po³udniowo-zachodniej czêœci powierzchnia równin obni¿a siê do wysokoœci 114,0 m n.p.m.

10 W okolicach Mi³om³yna omawianym formom towarzysz¹ kemy i tarasy kemowe. Ca³y obszar wysokiego poziomu sandrowego jest porozcinany sieci¹ rynien subglacjalnych o orientacji NW–SE. W œrodkowo-zachodniej czêœci terenu arkusza, na po³udnie od miejscowoœci Liwa, wystêpuje izolowana „wyspa” I poziomu sandrowego. W pobli¿u pó³nocnego brzegu Jeziora Drwêckiego znajduje siê natomiast ostaniec erozyjny omawianego poziomu. Ostaniec (wys. ok. 10,0 m) nieznacznie góruje nad równin¹, otaczaj¹c¹ Jezioro Drwêckie, trudno zatem okreœliæ jego pierwotn¹ wysokoœæ. Obecna postaæ ostañca jest g³ównie rezultatem silnego erozyjnego rozmycia przez wody roztopowe, p³yn¹ce wzd³u¿ kierunku ESE–WNW. Budowa geologiczna analizowanego poziomu (tabl. IV) wskazuje na zmienn¹ mi¹¿szoœæ tworz¹cych go osadów wodnolodowcowych. Miejscami jest ona bardzo ma³a, a p³ytko pod osadami wystêpuj¹ izolowane p³aty rozmytego poziomu morenowego (otw. 32, 40 i 41). Potwierdza³oby to opiniê Wiœniewskiego (1971) o „na³o¿eniu” sandru ostródzkiego na starsz¹, urozmaicon¹ rzeŸbê. Wed³ug cytowanego autora wody roztopowe prowadzi³y dzia³alnoœæ akumulacyjn¹ w obni¿eniach oraz dzia³alnoœæ erozyjn¹, niszcz¹c¹ w stosunku do wyniesieñ dawnego reliefu. Warto dodaæ, ¿e opisywany poziom sandrowy 115,0–130,0 m n.p.m., wed³ug Wiœniewskiego (1971) obejmuje wyró¿nione przez niego dwa wy¿sze poziomy: I (124,0–130,0 m n.p.m.) i II (120,0 m n.p.m.). Poziom sandrowy 107,0–110,0 m n.p.m., g³ównie akumulacyjny (miejscami akumulacyjno-erozyjny), wystêpuje w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie kontynuuje siê w kierunku zachodnim na teren arkusza Dobrzyki (Rabek i Nar- wojsz, 2008a, b). Równina sandrowa tego poziomu kszta³towa³a siê w wyniku odp³ywu wód roztopowych, p³yn¹cych z pó³nocnego zachodu ku po³udniowemu wschodowi, ze œrodkowej czêœci jeziora Jeziorak. Odp³yw ten by³ zwi¹zany z formowaniem siê tzw. sandru i³awskiego. Wysokoœæ równiny sandrowej odpowiada wysokoœci poziomu I sandru pó³nocno-i³awskiego (Wiœniewski, 1971). Nie- wielkie p³aty omawianej formy wystêpuj¹ tak¿e w pó³nocno-wschodnim naro¿u terenu arkusza, towarzysz¹c obni¿eniu jeziora Gil i Jeziora D³ugiego. Poziom sandrowy 98,0–100,0 m n.p.m., g³ównie erozyjno-akumulacyjny, wystêpuje g³ównie w po³udniowej i œrodkowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza, towarzysz¹c od pó³nocy, po³udnia i zachodu Jeziorowi Drwêckiemu. Drugi nieco mniejszy obszar równin omawianego poziomu znajduje siê w œrodkowej i pó³nocnej czêœci terenu badañ, ci¹gn¹c siê od Liwy i Mi³om³yna ku pó³nocy w kierunku rynien jezior Iliñsk i Bartê¿ek. Wody roztopowe, odpowiedzialne za utworzenie ni¿szego poziomu sandrowego, wp³ynê³y na obszar arkusza od wschodu, w mniejszym stopniu od pó³nocy, z wylotu rozleg³ego systemu rynnowego jezior Bartê¿ek i Ruda Woda, kieruj¹c siê dalej ku Mi³om³ynowi i Liwie. Dalej w kierunku po³udniowo- -wschodnim wody te po³¹czy³y siê z wodami roztopowymi, odpowiedzialnymi za utworzenie równin

11 sandrowych, towarzysz¹cych Jeziorowi Drwêckiemu. Wed³ug Wiœniewskiego (1971) rejon wyp³ywu wód roztopowych znajdowa³ siê znacznie bardziej na pó³noc (w okolicach Dobrocina, w œrodkowej czêœci obszaru arkusza Mor¹g) ni¿ wylot rynien jezior Bartê¿ek i Ruda Woda. Warto te¿ zauwa¿yæ, ¿e wody rzeki Drwêcy odp³ywaj¹ z zachodniej czêœci Jeziora Drwêckiego w kierunku po³udniowym. Szerokiej dolinie rzecznej towarzysz¹ równiny sandrowe poziomu 98,0–100,0 m n.p.m. Niewielkie równiny zastoiskowe wystêpuj¹ tylko w dwóch miejscach — w obni¿eniu wysoczyzny morenowej w zachodniej czêœci obszaru arkusza (na po³udniowy zachód od Bynowa) oraz w rejonie Morlin (otw. 79) w po³udniowej czêœci terenu badañ. Ozy i formy akumulacji szczelinowej w du¿ej liczbie wystêpuj¹ w pó³nocno- -zachodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie towarzysz¹ rynnom jezior: Korolewskiego, Iliñska, Rudej Wodzie i Bartê¿ka. Uk³ad tych rynien jest diagonalny (NW–SE) lub po³udnikowy i wzd³u¿ takich kie- runków rozci¹gaj¹ siê towarzysz¹ce im ozy. Tworz¹ one ci¹gi zachodz¹cych na siebie kulisowo form. Najd³u¿szy oz wystêpuje po pó³nocno-wschodniej stronie Jeziora Korolewskiego, ci¹gn¹c siê a¿ do œrodkowo-zachodniego odcinka brzegu jeziora Iliñsk. D³ugoœæ tej formy dochodzi do 3,5 km, a szero- koœæ miejscami przekracza 300 m. Wzd³u¿ osi rynny jeziora Bartê¿ek orientacja ozów ma kierunek po³udnikowy. Kilka form akumulacji szczelinowej wystêpuje na zachód i po³udniowy zachód od Mi³om³yna, gdzie stanowi¹ wa¿ny element zespo³u kemowo-szczelinowego. Zlokalizowane s¹ tutaj cztery formy zorientowane wzd³u¿ kierunków NE–SW i E–W. W zachodniej czêœci tego zespo³u wystêpuj¹ po³ogie pagórki o wyd³u¿onej, wrzecionowatej formie, zbudowane z materia³u piaszczystego. Powstawa³y one prawdopodobnie w szerszej, otwartej szczelinie l¹dolodu. Trzecim rejonem, w którym stwierdzono ozy, jest okolica jezior Morliny i Jakuba, na po³udniowy zachód od Ostródy. Ozy, towarzysz¹ce rynnom tych jezior, powsta³y prawdopodobnie w warunkach subglacjalnych. Omawiane formy kontynuuja siê w kierunku po³udniowo-wschodnim na obszar arkusza Lubawa (Ga³¹zka, 2009, 2012b). Kemy, plateau kemowe i tarasy kemowe wystêpuj¹ w po³udniowo-wschodniej i œrodkowo-zachodniej czêœci obszaru badañ. Przy po³udniowej granicy terenu arkusza niewielkie kemy nadbudowuj¹ powierzchniê wysoczyzny morenowej. Drugim rejonem, w którym zaobserwowano obecnoœæ omawianych form, jest pó³nocno- -wschodnia czêœæ Ostródy, gdzie na rozleg³ym obszarze wytopiskowym, wype³nionym gytiami i torfami, wystêpuj¹ po³ogie, p³askie stoliwa plateau kemowych i kemów. W rejonie Mi³om³yna kemy oraz tarasy kemowe przylegaj¹ od strony pó³nocnej i zachodniej do poziomu sandrowego 115,0–130,0 m n.p.m., który góruje nad wysoczyzn¹ morenow¹, rozci¹gaj¹c¹

12 siê na zachód od Mi³om³yna. Opisywane formy, a tak¿e wspó³wystêpuj¹ce tam moreny martwego lodu, œwiadcz¹ o spokojnej deglacjacji w warunkach typowych dla stagnuj¹cego lub martwego lodu. Rynny subglacjalne i rynny subglacjalne wykorzystane przez rzeki i czêœciowo przez nie przekszta³cone rozpoznano w obrêbie powierzchni równin sandrowych i wysoczyzny morenowej falistej. Uk³ad rynien na obszarze arkusza ma generalnie kierunek NW–SE, co podkreœla przebieg jezior Szel¹ga Wielkiego, Kajkowa, Morlin, Korolewskiego i pó³nocnej odnogi Jeziora Drwêckiego. W pó³nocnej czêœci obszaru badañ rynny maj¹ czêœciowo kierunek po³udnikowy (jeziora Iliñsk, Bartê¿ek i Ruda Woda), rzadziej równole¿nikowy, tak jak w g³ównym 12-kilometrowym odcinku Jeziora Drwêckiego pomiêdzy Ostród¹ i Boguszewem, a tak¿e w po³u- dniowej czêœci jeziora Iliñsk. Bardziej widoczne w rzeŸbie s¹ rynny wciête w powierzchniê morenow¹. Uwzglêdniaj¹c g³êbokoœæ kilku jezior, przekraczaj¹c¹ 30,0 m, oraz wysokoœæ zboczy, mo¿na przyj¹æ, ¿e g³êbokoœæ wciêcia niektórych z omawianych form dochodzi do 50,0 m. Uk³ad rynien subglacjalnych odzwierciedla schemat drena¿u subglacjalnego, który kszta³towa³ siê podczas recesji l¹dolodu zlodowacenia Wis³y. Trwa dyskusja dotycz¹ca genezy tych form i czynników wp³ywaj¹cych na ich kszta³towanie. Klasyczne pogl¹dy wskazuj¹ na prostopad³e usytuowanie rynien w stosunku do po³o¿enia czo³a l¹dolodu. W zale¿noœci od zarysu tego czo³a przewa¿a promienisty lub koncentryczny uk³ad rynien. Ostatnio orientacjê przestrzenn¹ rynien wi¹¿e siê tak¿e z uszczelinieniem l¹dolodu. Uk³ad rynien by³by w takim wypadku pochodn¹ pierwotnej sieci spêkañ l¹dolodu, spowodowanych jego ruchem (Morawski, 2006). Zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie wystêpuj¹ powszechnie na obszarze wysoczyzny morenowej i równin sandrowych. W obrêbie wysoczyzny pozosta³oœci¹ po nich s¹ naj- czêœciej niewielkie równiny torfowe lub zag³êbienia bezodp³ywowe wype³nione namu³ami, a na równinach sandrowych o ich obecnoœci œwiadczy rzeŸba terenu w postaci tzw. „sandru dziurawego”. Wiêksze zag³êbienia o tej genezie zajmuj¹ równiny torfowe lub ma³e jeziora, np. Pieszkowo i Jezioro Dreñskie oraz wiele innych zbiorników wodnych bez nazw. Formy eoliczne. Wydmy wystêpuj¹ tylko w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie niedu¿e formy, o wysokoœci wzglêdnej 5,0–7,0 m, nak³adaj¹ siê na powierzchniê równin sandrowych o wysokoœci 97,0–100,0 m n.p.m. Kszta³t tych form sugeruje, ¿e powsta³y one w wyniku wy- wiewania piasków drobnozniarnistych przez wiatry wiej¹ce z zachodu na wschód, z nieco wy¿ej po³o¿onych równin sandrowych poziomu 107,0–110,0 m n.p.m. Formy rzeczne. Doliny rzeczne s¹ reprezentowane g³ównie przez doliny rzek Drwêcy, I³gi (uchodzi od zachodu do Jez. Drwêckiego), Korbajny i Liwy. Nie s¹ one dobrze wykszta³cone, wiêkszoœæ rzek (Drwêca — ko³o Ostródy; Korbajna — pomiêdzy Liw¹ i Mi³om³ynem) przep³ywa przez p³askie równiny o genezie wytopiskowej, z rozleg³ymi równinami biogenicznymi. Odcinek

13 Drwêcy na po³udnie od Jeziora Drwêckiego (ko³o Samborowa) ma wykszta³con¹ szerok¹ dolinê z tara- sami zalewowymi o szerokoœci oko³o 0,8 km, po³o¿onym na wysokoœci 95,5–96,0 m n.p.m. (Wiœniew- ski i Noryœkiewicz, 1971). Krótki, równole¿nikowy odcinek rzeki I³gi (³¹cz¹cy jezioro Gil Wielki i Jezioro Drwêckie) wykorzystuje prawdopodobnie rynnê subglacjaln¹. Rzeka Liwa nie jest zaznaczona na mapie geologicznej — oko³o 1850 r. zosta³a przekszta³cona i w³¹czona do Kana³u Elbl¹skiego. Formy denudacyjne. Ostañce po równinach sandrowych poziomu 115,0–130,0 m n.p.m. stwierdzono g³ównie na po³udnie od Liwy, gdzie wystêpuje rozleg³y, d³ugi na 3 km i szeroki na 1,5 km masyw, zbudowany z piasków i ¿wirów. Jego powierzchnia wierzchowinowa jest po³o¿ona na wyso- koœci 125,0–128,0 m n.p.m. Druga forma ostañcowa, towarzysz¹ca pó³nocnemu brzegowi Jeziora Drwêckiego, wznosi siê na wysokoœæ maksymalnie 14,0 m ponad równinê jeziorn¹ (97,0–98,0 m n.p.m.). Z kszta³tu tego ostañca wynika, ¿e zawdziêcza on swój kszta³t erozyjnej dzia³alnoœci wód roztopowych, p³yn¹cych z kierunku wschodniego ku zachodowi. Liczne suche doliny, dolinki denudacyjne rozcinaj¹ stoki wysoczyzny morenowej falistej w rejonie Tyrowa, Morlin i Ostródy. U wylotu tych dolinek na pó³noc od Tyrowa i Morlin roz- winê³y siê sto¿ki proluwialne. Liczne dolinki deluwialne wystêpuj¹ g³ównie w brze¿nych partiach równin sandrowych poziomu 115,0–130,0 m n.p.m. Niektóre fragmenty tych równin s¹ oddzielone od siebie ca³¹ sieci¹ takich dolinek, np. na zachód od pó³nocnej odnogi Jeziora Drwêckiego. Krótkie, suche dolinki rozcinaj¹ tak¿e wy¿szy, bardziej stromy, po³udniowo-wschodni sk³on ostañca erozyjnego ko³o miejscowoœci Liwa. Sto¿ki nap³ywowe wystêpuj¹ u wylotu dolinek denudacyjnych, rozcinaj¹cych pó³nocno- -zachodni sk³on wysoczyzny morenowej w rejonie Morlin i Tyrowa. Sto¿ki te w kierunku pó³nocnym wkraczaj¹ na p³ask¹ powierzchniê równin jeziornych Jeziora Drwêckiego. Okresowo formy te mog¹ byæ w dalszym ci¹gu rozbudowywane. D³ugie stoki wyró¿niono wzd³u¿ strefy zboczowej wysoczyzny morenowej falistej na pó³noc od Tyrowa, na po³udniowy wschód od Boguszewa, a tak¿e wzd³u¿ stoku, oddzielaj¹cego od strony zachodniej, wysoko po³o¿one równiny sandrowe na pó³noc od Mi³om³yna i w rejonie Bartê¿ka. D³ugie stoki stanowi¹ tak¿e element sk³adowy ostañców erozyjnych. U ich podnó¿a czêsto s¹ nagro- madzone utwory o charakterze deluwialnym (podstokowe). Formy jeziorne. Równiny jeziorne wystêpuj¹ wokó³ wielu jezior, lecz najwiêksze roz- miary osi¹gaj¹ w otoczeniu Jeziora Drwêckiego, gdzie te¿ je najlepiej rozpoznano. W licznych profilach sond rêcznych stwierdzono obecnoœæ 20–50-centymetrowej warstwy gytii, przechodz¹cych w oko³o 1-metrowy poziom torfów. Przewa¿aj¹c¹ czêœæ równin jeziornych buduj¹ jednak piaski drobnoziarniste z licznym detrytusem storfia³ych fragmentów roœlin (drobne w³ókna). Czêsto w obrêbie

14 piasków lub w ich sp¹gu wystêpuj¹ przewarstwienia py³owato-ilaste o charakterze namu³ów. Równiny jeziorne wystêpuj¹ równie¿ w s¹siedztwie jezior Iliñska, Bartê¿ka i Ruskiego. Formy utworzone przez roœlinnoœæ. Równiny torfowe itorfowo-gytiowe, rzadziej kre- dowe, wystêpuj¹ powszechnie na obszarze arkusza. Ich wielkoœæ jest zwi¹zana z ró¿nym przebiegiem deglacjacji. Najwiêksze równiny utworzone przez roœlinnoœæ stwierdzono w pó³nocnej i wschodniej czêœci Ostródy oraz w rejonie Mi³om³yna. Ich obecnoœæ jest tutaj zwi¹zana z rozleg³ymi obszarami o charakterze wytopiskowym, którym towarzysz¹ równie¿ liczne kemy. Omawiane formy powsta³y na skutek doœæ d³ugiej akumulacji, rozpoczêtej zaraz po ust¹pieniu l¹dolodu. W sp¹gu serii osadów buduj¹cych te równiny wystêpuj¹ zazwyczaj gytie, rzadziej kreda jeziorna, wy¿ej zaœ — ró¿nego rodzaju torfy. Podobn¹ genezê maj¹ zapewne doœæ rozleg³e równiny torfowe na pó³noc i wschód od Ostródy, nieco mniejsze wystêpuj¹ natomiast w obrêbie zag³êbieñ wysoczyzny morenowej w pó³nocno- -zachodniej czêœci obszaru arkusza. Wyd³u¿one obni¿enia wype³nione torfami stanowi¹ czêsto dna rynien subglacjalnych w obrêbie równin sandrowych poziomu 115,0–130,0 m n.p.m. Formy antropogeniczne. Groble tosztuczne nasypy wykonane w poprzek Jeziora Drwêc- kiego i jeziora Iliñsk (ko³o Mi³om³yna) w zwi¹zku z budow¹ przed 1914 r. linii kolejowych. Nasypy niekontrolowane w obrêbie obszarów silnie zurbanizowanych wyró¿niono w obrêbie zwartej zabudowy Ostródy i Mi³om³yna, na ogó³ niedostêpnych dla prac geologiczno-kartograficznych. Piaskownie-¿wirownie znajduj¹ siê oko³o 1 km na po³udnie od Liksajn i na po³u- dniowy zachód od Mi³om³yna. S¹ to doœæ du¿e wyrobiska, w których aktualnie nie jest prowadzona eksploatacja. Najwiêksz¹ rzek¹ na obszarze arkusza jest Drwêca, przecinaj¹ca jego po³udniow¹ czêœæ. Na znacznej d³ugoœci przep³ywa ona przez równole¿nikow¹ odnogê Jeziora Drwêckiego. Z innych cie- ków wodnych nale¿y wymieniæ I³gê, wpadaj¹c¹ do Jeziora Drwêckiego w jego zachodnim naro¿u, oraz Korbajnê, doprowadzaj¹c¹ swoje wody do Kana³u Elbl¹skiego ko³o Mi³om³yna. Kana³ Elbl¹ski stanowi wa¿n¹ atrakcjê turystyczn¹ Warmii — w Mi³om³ynie (œluza Mi³om³yn) krzy¿uj¹ siê jego drogi wodne. Jedna odnoga tego kana³u prowadzi w kierunku zachodnim do jeziora Jeziorak i koñczy siê w I³awie (Kana³ I³awski), druga odnoga kieruje siê ku po³udniowemu wschodowi do Jeziora Drwêc- kiego i dalej na wschód do jeziora Szel¹g Wielki. Poprzez jeziora Iliñsk, Ruda Woda i Sambród (poza obszarem arkusza) kana³ biegnie w kierunku Elbl¹ga. W zwi¹zku z budow¹ kana³u na obszarze arkusza od 1848 r. zmienia³a siê hydrografia. Poziom wody w jeziorach Iliñsk i Ruda Woda uleg³ obni¿eniu o 1,5 m, a w jeziorze Bartê¿ek — o 1,7 m. Kana³ pomiêdzy Mi³om³ynem i jeziorem Iliñsk ma 3,1 km d³ugoœci. Sztucznym przekopem o d³ugoœci 0,6 km po³¹czono natomiast wody jezior Iliñsk i Ruda Woda. Podobnie, na po³udnie od Mi³om³yna, a¿ po okolice Liwy, poprowadzono kana³ o d³ugoœci

15 4,62 km. Dalej na po³udniowy wschód od Liwy a¿ do Jeziora Drwêckiego prowadzi on uregulowanym korytem rzeki Liwy, która obecnie nie jest zaznaczana na mapach. Na obszarze arkusza wystêpuj¹ liczne jeziora, w wiêkszoœci o charakterze rynnowym. Domi- nuj¹ jeziora zorientowane wzd³u¿ kierunku NW–SE, rzadziej W–E. G³êbokoœæ niektórych zbiorni- ków jest znaczna, np. w jeziorze Szel¹g Wielki (w granicach terenu arkusza) dochodzi do 30,0 m, w jeziorze Ruda Woda — 28,0 m, w jeziorze Iliñsk — 27,0 m, a w jeziorze Morliny — 19,5 m. D³u¿sza, 12-kilometrowa odnoga Jeziora Drwêckiego, o orientacji równole¿nikowej, ma œredni¹ g³êbokoœæ 4,0–5,0 m, a krótsza 5-kilometrowa, zorientowana wzd³u¿ kierunku NW–SE, osi¹ga g³êbokoœæ 22,3 m (Jañczak, 1997). Œwiadczy to o z³o¿onej genezie tego jeziora, odzwierciedlaj¹cej ró¿norodnoœæ drena¿u hydraulicznego podczas deglacjacji omawianego obszaru.

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

Obszar arkusza Ostróda jest po³o¿ony w granicach syneklizy peryba³tyckiej, bêd¹cej czêœci¹ platformy wschodnioeuropejskiej. O budowie geologicznej starszego pod³o¿a mo¿na jedynie poœred- nio wnioskowaæ na podstawie profilu otworu badawczego Olsztyn IG 2 (Modliñski, 1977), zlokalizo- wanego w miejscowoœci Bramka, w po³udniowo-wschodniej czêœci terenu arkusza Mor¹g (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007). Otwór ten osi¹gn¹³ strop osadów metamorficznych proterozoiku na g³êbo- koœci 2748,0 m (2627,0 m p.p.m.). Kompleks osadowy paleozoiku reprezentuj¹ utwory kambru, ordowiku, syluru i cechsztynu. Ska³y mezozoiku stanowi¹ utwory triasu, jury i kredy. Strop utworów kredy stwierdzono na g³êbokoœci 260,0 m. Osady kredy zosta³y równie¿ rozpoznane w archiwalnych otworach z obszaru arkusza Dobrzyki (Rabek i Narwojsz, 2008a, b) — w Borecznie (171,0 m p.p.m.) i Uro- wie (101,2 m p.p.m), gdzie s¹ reprezentowane przez piaski drobnoziarniste, wapienie, opoki i gezy oraz kredê pisz¹c¹ i mu³ki. Utwory kredy stwierdzono tak¿e na obszarze arkusza I³awa (Ga³¹zka, 2012a) w czterech otworach archiwalnych, o g³êbokoœci do 301,0 m. Strop omawianych osadów jest po³o¿ony na wysokoœci oko³o 180,0 m p.p.m. Oko³o 20-metrow¹ seriê ska³ kampanu lub mastrychtu reprezentuj¹ wapienie z krzemieniami, margle piaszczyste, wapienie margliste, gezy i kreda pisz¹ca. Bardziej szczegó³owo litologiê i stratygrafiê osadów paleogenu i neogenu w po³udniowej czêœci Warmii przedstawi³ Piwocki (2004). £¹czna mi¹¿szoœæ utworów paleogenu i neogenu wynosi tu od oko³o 140,0 do oko³o 400,0 m. Paleocen jest reprezentowany przez osady formacji pu³awskiej (piaski kwarcowo-glaukonitowe), a eocen œrodkowy i górny — osady formacji pomorskiej (piaski kwarcowo- -glaukonitowe, i³owce i mu³owce). Do oligocenu nale¿¹ utwory formacji mosiñskiej dolnej (piaski kwarcowo-glaukonitowe ze ¿wirami i fosforytami), formacji czempiñskiej (mu³owce piaszczyste

16 z cienkimi warstwami wêgla brunatnego) i formacji mosiñskiej górnej (piaski kwarcowo-glaukonitowe). Utwory neogenu buduj¹ piaski kwarcowe, mu³ki i i³y z cienkimi pok³adami wêgla brunatnego, nale- ¿¹ce do formacji adamowskiej i poznañskiej (Piwocki, 2004). Na obszarze arkusza Ostróda osady paleogenu i neogenu rozpoznano w oœmiu otworach wiertniczych. W profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo) wystêpuje jedynie 13,9-metrowa seria pias- ków (nieprzewierconych), podczas gdy w profilu otworu archiwalnego 38 (Pi³awki) stwierdzono a¿ 85,5-metrow¹ seriê ró¿norodnych osadów (nieprzewierconych). W profilu otworu 79 (Morliny) odnotowano 47-metrow¹ seriê osadów ilasto-py³owatych. Po³udniowo-wschodnia czêœæ obszaru arkusza jest stref¹ zaburzeñ glacitektonicznych, o czym œwiadczy bardzo p³ytkie zaleganie stropu osadów pod³o¿a czwartorzêdu w tym rejonie. Przynale¿noœæ stratygraficzna omawianych utworów nie jest jednoznacznie okreœlona, gdy¿ poza danymi z otworu 38 (Piwocki, 2005), brak jest bardziej szczegó³owych informacji.

1. Paleogen

Na obszarze arkusza Ostróda osady paleogenu (paleocenu, eocenu i oligocenu) rozpoznano w piêciu otworach wiertniczych: 12, 13, 16, 38 i 43.

a. Paleocen

Piaski kwarcowe z glaukonitem, piaskowce i margle na powierzchni pod- czwartorzêdowej wystêpuj¹ prawdopodobnie w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza, gdzie rozci¹gaj¹ siê cieniej¹cym pasem w kierunku po³udniowo-wschodim. Utwory tego wieku rozpoznano w profilu otworu 38 (Pi³awki), gdzie 84-metrowa seria jasnoszarych piasków kwarcowych z glaukonitem, margli piaszczystych i piaskowców wystêpuje na wysokoœci od 179,0 do 95,0 m p.p.m. Osady te zosta³y zali- czone przez Piwockiego (2005) do formacji pu³awskiej. Szarozielonkawe piaski kwarcowe z glaukonitem, wystêpuj¹ce w profilu otworu 16 (Bynowo) na wysokoœci od 111,3 do 99,3 m p.p.m., przypuszczalnie tak¿e odpowiadaj¹ temu poziomowi stratygraficznemu.

b. Eocen + oligocen

I³y, i³owce, mu³ki i piaski kwarcowe z glaukonitem eocenu i oligocenu rozpoznano jedynie w profilu otworu 38 (Pi³awki), gdzie 1,5-metrowa warstwa szarych, zwartych i³ów i i³owców, wykazuj¹cych œlady zlustrowania (95,0–93,5 m p.p.m.), zosta³a zaliczona do eocenu (Piwocki, 2005). Podobn¹ litologicznie, 1,9-metrow¹ seriê spoistych, szarozielonkawych piasków ilastych w profilu otworu 16 (Bynowo), wystêpuj¹c¹ na wysokoœci od 99,3 do 97,4 m p.p.m., równie¿ wstêpnie zaliczono do eocenu.

17 Na obszarze arkusza Dobrzyki (Rabek i Narwojsz, 2008a, b) do osadów eocenu nale¿y 50-metrowy pakiet piasków kwarcowo-glaukonitowych oraz 3,6-metrowa seria i³owców z przewarstwieniami piasków glaukonitowych (otwory badawcze Boreczno i Urowo). Osady oligocenu dolnego, prawdopodobnie formacji mosiñskiej dolnej, zosta³y udokumentowane mikropaleontologicznie w profilach otworów kartograficznych Zatyki, Wyspa Bukowiec i Piotrkowo (Giel, 2005; Rabek i Narwojsz, 2008a, b). Wykszta³cone s¹ one w postaci ciemnoszarych i³ów (Zatyki), szarych piasków drobnoziarnistych, piasków brunatnowêglowych i szarych mu³ków ilastych (Wyspa Bukowiec) oraz wêgla brunatnego, zalegaj¹cego na piaskach drobnoziarnistych (Piotrkowo). Ich strop jest po³o¿ony na wysokoœci od 78,7 m p.p.m. do 26,5 m p.p.m. Na obszarze arkusza Ostróda osady oligocenu wstêpnie, bez dokumentacji mikropaleontologicznej, zosta³y rozpoznane w profilu otworu surowcowego 13 (Tabórz), gdzie na wysokoœci od 77,3 do 52,0 m p.p.m. wystêpuje 25,3-metrowa seria piasków drobnoziarnistych i mu³ków. Na s¹siaduj¹cym od po³udnia obszarze arkusza Lubawa osady oligocenu, wykszta³cone w postaci piasków glaukonitowych, mu³ków ze ¿wirkami kwarcowymi oraz i³ów, mu³ków i piasków, rozpoznano w rejonie Wysokiej Wsi, gdzie wystêpuj¹ w strefie silnych deformacji glacitektonicznych, zwi¹zanych z elewacj¹ Góry Dylewskiej (Ga³¹zka, 2009, 2012b). Na obszarze arkusza Ostróda wychodnie osadów eocenu i oligocenu pojawiaj¹ siê na powierzchni podczwartorzêdowej, otaczaj¹c od zachodu, wschodu i po³udnia rejon wychodni osadów paleocenu, wkraczaj¹cych na teren badañ od pó³nocnego zachodu (tabl. V) z obszaru arkusza Mor¹g.

2. Neogen

a. Miocen

Mu³ki i piaski kwarcowe z wk³adkami wêgla brunatnego miocenu wystêpuj¹ na powierzchni podczwartorzêdowej w po³udniowej i wschodniej czêœci obszaru arkusza Ostróda, gdzie tworz¹ elewacjê tej powierzchni. Stanowi ona przedpole g³ównej elewacji Garbu Lubaw- skiego. Nale¿y zaznaczyæ, ¿e na terenie badañ osady miocenu nie zosta³y rozpoznane biostratygraficznie. Stwierdzono je w profilach otworów: 13, 52, 73 i 79. Najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ tych utwo- rów (96,0 m) odnotowano w profilu otworu 79 (Morliny). Ich strop wystêpuje tutaj na wysokoœci 107,0 m n.p.m. Utwory miocenu rozpoznano biostratygraficznie m.in. w profilu otworu kartograficznego w Starym Lesie na obszarze arkusza Lubawa, blisko granicy z omawianym terenem (S³odkowska, 2006; Przasnyska, 2006; Ga³¹zka, 2009, 2012b). Nawiercono tam stropow¹ czêœæ tych utworów (5,4 m), wykszta³conych w postaci mu³ków i i³ów pstrych.

18 3 . Czwartorzêd

Osady czwartorzêdu pokrywaj¹ ca³y obszar arkusza Ostróda, a ich mi¹¿szoœæ jest bardzo zró¿nicowana. W po³udniowo-wschodniej czêœci terenu badañ jest ona niewielka (23,0 m w otw. 79), co wynika z silnego zaanga¿owania glacitektonicznego peryferyjnej, pó³nocnej czêœci Garbu Lubawskiego. W pó³nocnej i œrodkowej czêœci obszaru arkusza najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdu stwierdzono w profilach otworów archiwalnych 6, 31 i 43, odwierconych w 1968 r. w celach poszukiwawczych za z³o¿ami wêgla brunatnego (Ciuk, 1971). W profilach otworów6i31mi¹¿szoœæ nieprzewierconych serii osadów czwartorzêdu osi¹ga odpowiednio 201,8 i 215,0 m.

a. Plejstocen

Stratygrafiê osadów plejstocenu oparto na korelacji przestrzennej wydzielonych poziomów morenowych, wykszta³ceniu litologicznym i nastêpstwie utworów rozpoznanych w profilach otworów wiertniczych (przekrój geol. A–B; tabl. IV) oraz danych z obszarów s¹siednich arkuszy: £ukta (Jurys i WoŸniak, 2009), Dobrzyki (Rabek i Narwojsz, 2008a, b), Lubawa (Ga³¹zka, 2009, 2012b) oraz Mor¹g (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007). Przy okreœleniu zalegania warstw wzd³u¿ linii przekroju geologicznego A–B wykorzystano wyniki badañ elektrooporowych (M¿yk, 2007). Z profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo) pobrano próbki osadów do badañ litologiczno-petrograficznych (Szelewicka i Kaul- barsz, 2009). Przeprowadzone badania pozwoli³y na wydzielenie siedmiu poziomów glin zwa³owych o zró¿nicowanych cechach litologicznych. Nale¿¹ one do: stadia³u dolnego zlodowacenia Narwi, stadia³u górnego zlodowacenie Nidy, stadia³ów dolnego i górnego zlodowacenia Sanu 1, zlodowacenia Sanu 2, zlodowacenia Liwca, zlodowacenia Odry, zlodowacenia Warty oraz stadia³ów œrodkowego i górnego zlodowacenia Wis³y. Autor niniejszej publikacji w niewielkim zakresie odszed³ od niektórych ustaleñ, wynikaj¹cych z badañ litologiczno-petrograficznych (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Profil osadów plejstocenu na obszarze arkusza Ostróda jest zró¿nicowany i w znacznym stopniu hipotetyczny. Dotyczy to szczególnie pó³nocno-wschodniej i œrodkowej czêœci terenu badañ, gdzie s¹ zlokalizowane otwory surowcowe za wêglem brunatnym (otw. 6, 12, 13, 31, 38 i 43). Opracowanie stratygraficzne profili tych otworów jest bardzo niepewne — w jednym otworze osady ilasto-py³owate, zawieraj¹ce zwêglon¹ florê, s¹ uznawane za utwory neogenu lub paleogenu, a w s¹siednim otworze analo- giczne osady, na podobnej wysokoœci lub nawet ni¿ej, odniesiono do plejstocenu, poniewa¿ wystêpuj¹ pod nimi gliny zwa³owe. Osady ilasto-py³owate ze szcz¹tkami roœlin mog¹ byæ tak¿e porwakami utwo- rów pod³o¿a czwartorzêdu lub interglacjalnymi osadami jeziorno-rzecznymi, zawieraj¹cymi du¿o redeponowanego materia³u z tego pod³o¿a. Ze wzglêdu na szerokie regionalne rozprzestrzenienie tych osadów na doœæ sta³ym poziomie hipsometrycznym autor niniejszej pracy sk³ania³ siê do tej drugiej hipotezy, reinterpretuj¹c przynale¿noœæ stratygraficzn¹ niektórych sekwencji.

19 I³y i mu³ki eocenu–miocenu jako kry w utworach plejstoceñskich.Osady pod³o¿a czwartorzêdu rozpoznano w profilach nielicznych otworów archiwalnych, m.in. w profilu otworu 73 (Ostróda), gdzie w sp¹gu glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 2, na wysokoœci 22,0 m p.p.m., wystêpuje oko³o 3-metrowa seria i³ów brunatnowêglowych, podœcielonych 2-metrowym poziomem glin zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Sanu 1.

Zlodowacenia najstarsze

Do osadów zlodowaceñ najstarszych zaliczono jeden poziom glin zwa³owych zlodowacenia Narwi, zalegaj¹cych czêsto w stropie utworów pod³o¿a czwartorzêdu.

Zlodowacenie Narwi Stadia³ dolny

Gliny zwa³owe, miejscami z przewarstwieniami piasków, stadia³u dolnego zlodowacenia Narwi rozpoznano w œrodkowej i zachodniej czêœci obszaru arkusza w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo) oraz w profilach otworów archiwalnych 31 (Zak¹tek), 38 (Pi³awki) i 43 (Faltyjanki). W profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo) mi¹¿szoœæ osadów tego wieku osi¹ga 13,0 m. Utwory te wystêpuj¹ na wysokoœci od 97,4 do 84,4 m p.p.m. Nie tworz¹ one jednolitego poziomu morenowego, poniewa¿ gliny s¹ tu przewarstwione wk³adkami piasków o ró¿nej granulacji. W dolnej czêœci profilu (97,4–92,2 m p.p.m.) wystêpuje warstwa zwartych, ciemnoszarych glin zwa³owych, w czêœci stropowej — z wk³adkami zlustrowanych i³ów seledynowozielonych. Gliny te charakteryzuje niska zawartoœæ wêglanu wapnia (od 5,6 do 6,9%). ¯wiry wapieni paleozoicznych (œr. 36,8%) dominuj¹ nad okruchami ska³ krystalicznych (œr. 30,0%), a zawartoœæ dolomitów pó³nocnych wynosi œrednio 4,7%. Udzia³ ska³ lokalnych (g³ównie mu³owców) jest du¿y (œr. 21,5%). Obliczone dla trzech próbek osadów œrednie wspó³czynniki petrograficzne (tab. 2) wynosz¹: O/K = 1,35; K/W = 0,82; A/B = 1,13. Badania granulometryczne i mineralogiczne piasków rozdzielaj¹cych gliny zwa³owe wskazuj¹ na ich depozycjê w œrodowisku o zró¿nicowanej dynamice przep³ywu. W dolnej czêœci piaszczystego przewarstwienia dynamika by³a doœæ wysoka — typ osadu I wed³ug Passegi (1964) oraz Passegi i Byramjee (1969)1. W sk³adzie mineralnym tych piasków, w obrêbie minera³ów ciê¿kich przezroczystych

1 Wed³ug cytowanych autorów istnieje zale¿noœæ miêdzy wartoœci¹ pierwszego centyla (C) i wartoœci¹ mediany (M), pomocna do interpretacji warunków energetycznych œrodowiska sedymentacji. Wyró¿nili oni dziewiêæ typów osadów. Wyznaczono je przez podzia³ diagramu C/M liniami: C = 1000 μmiM=200μmoraz C = 100 μm i C= 15μm. Osady typów I, II, III i IX maj¹ wartoœæ C wiêksze od 1 mm. Zawieraj¹ one ziarna toczone i transportowane w œrodowisku, w którym sedymentacja z zawiesiny by³a ma³a. Osady typów IV, V, VI i VII s¹ deponowane z zawiesiny, mog¹ te¿ zawieraæ ziarna toczone o œrednicy mniejszej od 1 mm. Osady typu VIII s¹ deponowane z najdrobniejszej zawiesiny jednorodnej i pelagicznej.

20 Tabela 2 Sk³ad petrograficzny i wspó³czynniki petrograficzne glin zwa³owych w profilu otworu 16 (Bynowo)

Ska³y skandynawskie Ska³y lokalne Wspó³czynniki petrograficzne Iloœæ G³êbokoœæ (%) (%) próbek (m) Kr*Wp*Dp*W*M1* åL* O/K** K/W** A/B**

Stadia³ dolny zlodowacenia Narwi

3 192,35–197,60 30,0 36,8 4,7 2,8 14,0 21,5 1,35 0,82 1,13 2 184,60–187,70 32,3 36,5 2,3 2,0 15,3 20,8 1,17 0,96 0,96

Stadia³ górny zlodowacenia Nidy

6 162,00–176,30 35,3 34,8 3,8 0,8 14,8 18,9 1,12 1,01 0,91

Stadia³ dolny zlodowacenia Sanu 1

5 148,60–162,00 38,8 33,6 2,3 1,4 13,8 19,6 0,93 1,18 0,81 1 140,40–143,30 32,0 22,0 2,5 1,0 25,0 38,0 0,82 1,39 0,65

Stadia³ górny zlodowacenia Sanu 1

8 114,35–130,50 31,2 26,7 4,6 1,9 24,3 31,7 1,00 1,11 0,85

Zlodowacenie Warty

1 97,00–101,50 43,5 32,2 4,4 1,7 8,7 15,7 0,80 1,29 0,76 3 90,60–94,95 38,0 24,1 7,1 2,0 18,7 25,1 0,85 1,32 0,73 1 87,95–88,60 25,2 27,1 12,1 3,7 17,8 25,2 1,29 0,83 1,11 5 75,50–86,30 29,3 23,0 5,3 1,4 29,9 37,2 0,94 1,16 0,82

Stadia³ œrodkowy zlodowacenia Wis³y

3 44,50–49,90 26,2 44,7 10,0 2,0 12,3 16,7 2,14 0,50 1,98

Stadia³ górny zlodowacenia Wis³y

1 2,00–3,00 24,9 41,6 12,1 0,6 15,0 17,3 2,04 0,51 1,86

*Kr — ska³y krystaliczne, Wp — wapienie pó³nocne, Dp — dolomity pó³nocne, W — wapienie lokalne, M1 — mu³owce lokalne, åL— suma ska³ lokalnych. ** Wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla ¿wirów o œrednicy 5–10 mm, uzyskanych z glin zwa³owych, charakteryzuj¹ zale¿noœci miêdzy 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. zaznacza siê zdecydowana przewaga granatów (34,2%) nad amfibolami (20,9%), œwiadcz¹ca o wysokiej dynamice œrodowiska sedymentacji. Wysoka zawartoœæ minera³ów odpornych (20,6%) mo¿e œwiadczyæ o domieszce materia³u z pod³o¿a czwartorzêdu. Ciemnoszare, zwarte gliny, wystêpuj¹ce w górnej czêœci poziomu morenowego (87,5–84,4 m p.p.m.), charakteryzuj¹ siê nisk¹ zawartoœci¹ wêglanu wapnia (od 6,0 do 8,7%). Obliczone dla dwóch próbek osadów œrednie wspó³czynniki petrograficzne (tab. 2) wynosz¹: O/K = 1,17; K/W = 0,96; A/B = 0,96. W sp¹gu warstwy udzia³ okruchów wapiennych (39,0%) jest wyraŸnie wiêkszy ni¿ ¿wirów ska³ krystalicznych (32,0%). Wy¿ej w profilu przewaga ta jest zdecydowanie mniejsza i wynosi zaledwie 1,5%, przy czym zwiêksza siê zawartoœæ kwarcu pó³nocnego. W omawianych glinach stwierdzono wysok¹ zawartoœæ ska³ lokalnych (œr. 20,8%), reprezentowanych g³ównie przez jasnoszare mu³owce z glaukonitem.

21 Zlodowacenia po³udniowopolskie

Do osadów zlodowaceñ po³udniowopolskich zaliczono utwory czterech poziomów morenowych, odpowiadaj¹cych stadia³owi górnemu zlodowacenia Nidy, stadia³om dolnemu i górnemu zlodowacenia Sanu 1 i zlodowaceniu Sanu 2. Glinom zwa³owym zlodowacenia Nidy towarzysz¹ dwie serie osadów wodnolodowcowych. Gliny zwa³owe stadia³ów dolnego i górnego zlodowacenia Sanu 1 przykrywaj¹ serie osadów wodnolodowcowych, odniesionych do etapu recesji l¹dolodu. Poziomowi glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 2 towarzysz¹ natomiast dwie serie utworów wodnolodowcowych oraz seria osadów zastoiskowych, utworzonych w czasie recesji l¹dolodu. Utwory zlodowacenia Nidy i Sanu 1 rozdzielaj¹ osady interglacja³u ma³opolskiego, a zlodowacenia Sanu 1 i Sanu 2 — interglacja³u ferdynandowskiego.

Zlodowacenie Nidy

Stadia³ górny

Piaski wodnolodowcowe rozpoznano w profilu otworu 16 (Bynowo), gdzie 8,3-metrowa seria piasków wystêpuje na wysokoœci od 84,4 do 76,2 m p.p.m. Piaski te przewarstwiaj¹ dwie cienkie (20–30 cm) wk³adki ciemnoszarych glin. W dolnej czêœci profilu (poni¿ej wk³adek glin) s¹ to piaski œrednioziarniste o œrednim stopniu wysortowania materia³u (sI = 0,9). Zawartoœæ wêglanu wapnia wynosi 9,6%. Wy¿ej wystêpuj¹ piaski drobnoziarniste, o œrednio dobrym stopniu wysortowania i zawartoœci wêglanu wapnia — 12,0% (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Wed³ug diagramu C/M Passegi i Byramjee (1969) piaski te reprezentuj¹ kolejnoIiVtyposadów, co wskazuje na zmienne warunki ich depozycji. W œrodkowej czêœci kompleksu piaszczystego (pomiêdzy wk³adkami glin) pojawiaj¹ siê piaski od drobno- do gruboziarnistych. Charakteryzuje je œredni stopnieñ wysortowania materia³u (sI = 0,9), a typ osadów I wed³ug Passegi i Byramjee (1969) wskazuje na ich depozycjê w warunkach wysokiej dynamiki œrodowiska sedymentacji. Piaski te odznaczaj¹ siê wysok¹ zawartoœci¹ wêglanu wapnia (18,7%) (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Powy¿ej ostatniego przewarstwienia glin stwierdzono kolejn¹ warstwê piaszczyst¹, gdzie piaski drobno- i œrednioziarniste przechodz¹ w piaski drobnoziarniste. Analiza granulometryczna (z g³êb. 176,9–177,0 m) wskazuje na obecnoœæ piasków drobnoziarnistych z domieszk¹ piasków œrednioziar- nistych oraz nieznaczn¹ domieszk¹ utworów o najdrobniejszej frakcji, co spowodowa³o obni¿enie stopnia wysortowania (sI) osadów do 1,1 (na pograniczu wysortowania s³abego i œredniego). Oma- wiane piaski charakteryzuj¹ siê wysok¹ zawartoœci¹ wêglanu wapnia (17,2%). Wyniki analiz granulometrycznych mog¹ œwiadczyæ o zmiennej dynamice œrodowiska sedymentacji w obrêbie ca³ego kompleksu piaszczystego. Œrodowisko zosta³o scharakteryzowane jako

22 wodnolodowcowe. Wysoka zawartoœæ wêglanu wapnia jest prawdopodobnie zwi¹zana z rozmywa- niem glin zwa³owych (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Gliny zwa³owe stadia³u górnego zlodowacenia Nidy wystêpuj¹ m.in. w profilach otworów 38 (Pi³awki) i 43 (Faltyjanki). W profilu otworu 38 ich obecnoœæ stwierdzono na wysokoœci od 85,0 do 52,0 m p.p.m. Gliny tego wieku rozpoznano tak¿e w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo), gdzie wystêpuj¹ na wysokoœci od 76,2 do 61,8 m p.p.m. Warstwa szarych i ciemnoszarych, zwartych glin zwa³owych, z g³azikami i kilkunastocentymetrowymi smugami piasków gliniastych, stanowi doln¹ czêœæ ca³ego kompleksu omawianych osadów. Zawartoœæ wêglanu wapnia wynosi œrednio 9,2%, w samym stropie warstwy obni¿a siê do 6,2%, co mo¿e œwiadczyæ o obecnoœci poziomu zwietrzenia. W sk³adzie petrograficznym glin zwa³owych ska³y krystaliczne (œr. 35,3%) i wapienie paleozoiczne (œr. 34,8%) wystêpuj¹ prawie w równowadze. Zawartoœæ ska³ lokalnych jest wysoka (œr. 18,9%), z czego mu³owce, g³ównie z glaukonitem, stanowi¹ œrednio 14,8%. Œrednie wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla szeœciu próbek glin zwa³owych (tab. 2) s¹ nastêpuj¹ce: O/K = 1,12; K/W = 1,01; A/B = 0,91. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe, zwi¹zane z recesj¹ l¹dolodu zlodowacenia Nidy, rozpoznano w œrodkowej i wschodniej czêœci obszaru arkusza. W profilu otworu 31 (Zak¹tek), znajduj¹cego siê w pobli¿u zachodniej odnogi jeziora Szel¹g Wielki, na wysokoœci od 94,0 do 84,0 m p.p.m., rozpoznano jasnoszare piaski drobnoziarniste, s³abo wêglanowe. Do osadów tego wieku zaliczono tak¿e seriê szarych, wapnistych piasków ró¿noziarnistych, z domieszk¹ ¿wirów drobnookruchowych (ok. 10%), wystêpuj¹c¹ w profilu otworu 43 (Faltyjanki), na wysokoœci od 75,5 m do 50,6 m p.p.m. W sp¹gu tej 24,9-metrowej serii wystêpuje 1-metrowa warstwa ¿wirów ró¿noziarnistych, powsta³ych w wyniku erozyjnego rozmycia stropu glin zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Nidy. W profilu otworu 38 (Pi³awki) stwierdzono 4-metrow¹ seriê piasków œrednio- i drobnoziarnistych, zalegaj¹cych w stropie glin zwa³owych zlodowacenia Nidy, na wysokoœci od 51,0 m do 47,0 m p.p.m.

Interglacja³ ma³opolski

Ze wzglêdu na brak dokumentacji biostratygraficznej, obecnoœæ osadów interglacja³u ma³opolskiego mo¿e byæ rozpatrywana jedynie hipotetycznie. Utwory te wype³niaj¹ doœæ rozleg³e obni¿enie, wyerodowane w stropie glin zwa³owych zlodowacenia Nidy, we wschodniej czêœci obszaru arkusza Ostróda. W profilach niektórych otworów archiwalnych podobne osady odniesiono do pod³o¿a czwartorzêdu (otw. 6 i 13), jednak we wskazanym rejonie s¹ one podœcielone poziomem glin zwa³owych zlodowacenia Narwi.

23 I³y i mu³ki jeziorne wystêpuj¹ w profilu otworu archiwalnego 31 (Zak¹tek). Ich mi¹¿- szoœæ wynosi oko³o 25,0 m. Warstwa omawianych osadów w sp¹gu jest zbudowana ze zwartych, szarobr¹zowych mu³ków ze szcz¹tkami korzeni i u³amkami ksylitu. Wy¿ej wystêpuj¹ i³y zwarte, t³uste, z pojedynczymi szcz¹tkami roœlin. W stropie osady te nabieraj¹ cech i³owców, silnie z³upkowanych i zlustrowanych. Ze wzglêdu na brak badañ biostratygraficznych nie mo¿na jednoznacznie okreœliæ genezy tych utworów. Mog¹ to byæ zarówno osady jeziorne, zdiagenezowane i skomprymowane pod wp³ywem nacisku l¹dolodu, jak i utwory pod³o¿a czwartorzêdu. Na obecnym etapie nie mo¿na rów- nie¿ wykluczyæ, ¿e stanowi¹ one krê osadów pod³o¿a. Piaski rzeczne stwierdzono powy¿ej i³ów i mu³ków jeziornych w profilu otworu 31 (Zak¹tek), na wysokoœci od 58,0 do 45,0 m p.p.m. S¹ one reprezentowane przez szarozielonkawe piaski drobnoziarniste, kwarcowo-glaukonitowe, ze ¿wirkami, z czego wynika, ¿e jest w nich obecna znaczna domieszka materia³u ska³ pod³o¿a. Na obecnym etapie rozpoznania, geneza omawianych utworów, jak i ich przynale¿noœæ stratygraficzna, jest wy³¹cznie hipotetyczna.

Zlodowacenie Sanu 1

Osady zlodowacenia Sanu 1 s¹ reprezentowane przez gliny zwa³owe i recesyjne piaski wodnolodowcowe stadia³ów dolnego i górnego.

Stadia³ dolny

Gliny zwa³owe, miejscami z przewarstwieniami piasków, rozpoznano w ró¿- nych czêœciach obszaru arkusza. Wystêpuj¹ one m.in. w profilach otworów 6 (Pieszkowo), 25 (Mi³om³yn) i 38 (Ostróda) oraz w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo), gdzie omawiany poziom morenowy le¿y bezpoœrednio na glinach zwa³owych zlodowacenia Nidy (przekrój geologiczny A–B; tabl. IV). W profilu otworu 16 (Bynowo) stwierdzono 21,4-metrowy poziom glin zwa³owych, przedzielony oko³o 4,5-metrow¹ seri¹ piasków drobno- i œrednioziarnistych. Omawiane gliny wystêpuj¹ na wyso- koœci od 61,8 do 40,2 m p.p.m. W dolnej czêœci profilu tego otworu stwierdzono mi¹¿szy pakiet szarych, zwartych glin zwa³owych z g³azikami. Zawartoœæ wêglanu wapnia waha siê od 10,0 do 13,9%. Œrednie wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla piêciu prób osadów (tab. 2) wynosz¹: O/K = 0,93; K/W = 1,18; A/B = 0,81. Zaznacza siê przewaga okruchów ska³ krystalicznych (œr. 38,8%) w stosunku do wapieni pó³nocnych (œr. 33,6%). Stwierdzono te¿ wysok¹ zawartoœæ (œr. 19,6%) ska³ lokalnych (g³ównie mu³owców z glaukonitem — œr. 13,8%). Osady rozdzielaj¹ce omawiany poziom morenowy nie odznaczaj¹ siê uziarnieniem typowym dla piasków pochodzenia lodowcowego. Brakuje najdrobniejszych frakcji poni¿ej 0,01 mm, a wysor-

24 towanie materia³u jest na pograniczu œredniego i s³abego (sI = 0,9). W piaskach tych dominuj¹ frakcje drobno- i œrednioziarniste. W sk³adzie minera³ów ciê¿kich2 przewa¿aj¹ minera³y ma³oodporne na wietrzenie mechaniczne — amfibole i pirokseny, stanowi¹ce oko³o 51% sk³adu ziarnowego grupy minera³ów przezroczystych. Zawartoœæ minera³ów blaszkowych (biotyt i chloryty) jest natomiast niewielka — 5,1%. Omawiane piaski charakteryzuje wysoka zawartoœæ wêglanu wapnia (16,1%) (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). W stropie poziomu morenowego wystêpuje 3-metrowa warstwa szarozielonkawych glin zwa- ³owych z piaszczystymi przewarstwieniami. Zaznacza siê przewaga ¿wirów pochodz¹cych z rozpadu ska³ krystalicznych (31,0%) nad okruchami ska³ wapiennych (22,0%). Zawartoœæ kwarcu pó³nocnego wynosi 3,0%, dolomitów pó³nocnych — 2,5%, a ska³ lokalnych — 38,0%. Wspó³czynniki petrograficzne dla jednej próbki glin (tab. 2) wynosz¹: O/K = 0,82; K/W = 1,39; A/B = 0,65. Zawartoœæ wêglanu wapnia zmniejsza siê w kierunku stropu od 8,3% do 6,8%, co mo¿e byæ zwi¹zane z jego wyp³ukaniem i wtórn¹ koncentracj¹ w piaskach wystêpuj¹cych poni¿ej. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe zetapu recesji l¹dolodu stadia³u dolnego zlodowacenia Sanu 1 rozpoznano w œrodkowej i œrodkowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza w profilach otworów 25 (Mi³om³yn), 38 (Pi³awki) i 43 (Faltyjanki) oraz w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo), gdzie na wysokoœci od 40,2 m p.p.m. do 29,7 m n.p.m wystêpuje 10,5-metrowy kompleks osadów okruchowych. W sp¹gu profilu osadów wodnolodowcowych stwierdzono warstwê bruku morenowego, stwierdzonego bezpoœrednio na glinach zwa³owych stadia³u dolnego zlodowacenia Sanu 1. Wy¿ej wystêpuje oko³o 6,5-metrowa seria drobnych, szarych ¿wirów, któr¹ przykrywa 2,2-metrowa warstwa piasków ró¿noziarnistych, o wysortowaniu materia³u na pograniczu œredniego i s³abego

(sI = 1,0), pozbawionych ca³kowicie najdrobniejszych frakcji (o œrednicy mniejszej ni¿ 0,01 mm) (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Typ osadów I wed³ug Passegi i Byramjee (1969) wskazuje na ich de- pozycjê w warunkach wysokiej dynamiki œrodowiska sedymentacji, co potwierdza równie¿ sk³ad minera³ów ciê¿kich, gdzie granaty (29,6%) dominuj¹ nad amfibolami (26,6%). Stosunkowo du¿y jest te¿ udzia³ minera³ów odpornych (11,2%). Zawartoœæ wêglanu wapnia w tych piaskach jest wyj¹tkowo wysoka i wynosi 22,4%.

2 Minera³y ciê¿kie to minera³y o ciê¿arze w³aœciwym wiêkszym ni¿ 2,89 g/cm3. W ich obrêbie wydziela siê piêæ grup: minera³y nieprzezroczyste (tlenki, siarczki), minera³y wêglanowe (kalcyt, dolomit, syderyt), glaukonit (wêglany pochodzenia organicznego, naskorupienia i inkrustacje glaukonitowe skorupek), minera³y przezroczyste. W obrêbie grupy minera³ów ciê¿kich przezroczystych czêsto okreœla siê zawartoœci minera³ów nieodpornych na wietrzenie mechaniczne (amfibole, pirokseny i biotyt) oraz minera³ów odpornych i bardzo odpornych (granaty, turmaliny, cyrkony, rutyl, dysten, staurolit) (Kenig, 2009).

25 Kompleks piaszczysty koñczy 1,3-metrowa warstwa piasków drobnoziarnistych z domieszk¹ piasków œrednioziarnistych i mu³ków. Piaski te wykazuj¹ s³abe wysortowanie materia³u (sI = 1,5). Odnotowano obecnoœæ wszystkich frakcji o œrednicy mniejszej od 1 mm. Sk³ad minera³ów ciê¿kich przezroczystych wskazuje na zdecydowanie spokojniejsze œrodowisko sedymentacji ni¿ œrodowisko piasków wystêpuj¹cych poni¿ej. Amfibole dominuj¹ (34,9%) tu bowiem nad granatami (22,3%), a iloœæ minera³ów odpornych obni¿a siê do 7,6%. Stwierdzono tak¿e wy¿sz¹ zawartoœæ minera³ów blaszkowych, takich jak chloryty i biotyt (³¹cznie 8,3%) (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009).

Stadia³ górny

Gliny zwa³owe, miejscami z przewarstwieniami piasków stadia³u górnego zlodowacenia Sanu 1 wystêpuj¹ w œrodkowej i pó³nocnej czêœci obszaru arkusza, m.in w profilach otworów 6 (Pieszkowo) (19,0–11,5 m p.p.m.), 38 (Pi³awki) (23,5–19,0 m p.p.m.) i 43 (Faltyjanki) (37,0–31,5 m p.p.m.). Osady tego wieku dok³adniej rozpoznano w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo), gdzie 9,9-metrowy poziom glin zwa³owych wystêpuje na wysokoœci od 30,3 do 14,2 m p.p.m. W omawianych glinach stwierdzono liczne przewarstwienia piaszczyste, miejscami równie¿ smugi ilaste. Opisywane osady charakteryzuj¹ siê nisk¹ zawartoœci¹ wêglanu wapnia — od 1,8% do 7,8%, œrednio — 6,6% . Udzia³ ¿wirów ska³ krystalicznych (œr. 31,2%) jest wiêkszy ni¿ okruchów wapiennych (œr. 26,7%). Zawartoœæ dolomitów pó³nocnych wynosi œrednio 4,6%, a ska³ lokalnych, g³ównie jasnoszarych i szarych mu³owców, bardzo czêsto zsylifikowanych (œr. 24,3%) — œrednio 31,7%. Obliczone œrednie wspó³czynniki petrograficzne dla oœmiu próbek osadów (tab. 2) wynosz¹: O/K = 1,00; K/W = 1,11; A/B = 0,85 (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe, osadzone podczas wycofywania siê l¹dolodu stadia³u górnego zlodowacenia Sanu 1, rozpoznano m.in. w profilach otworów 25 (Mi³om³yn), 31 (Zak¹tek) i 38 (Pi³awki), a tak¿e w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo). W profilach otworów 25 (od 4,0 do 2,0 m p.p.m.) i 38 (od 19,0 do 8,5 m p.p.m.) wystêpuj¹ cienkie serie piasków ró¿noziarnistych. W profilu otworu 31, na wysokoœci 45,0–25,0 m p.p.m., stwierdzono 20-metrow¹ seriê piasków drobno- i œrednioziarnistych, s³abo wapnistych. W profilu otworu 16 (Bynowo) omawiane utwory wystêpuj¹ na wysokoœci od 14,2 do 5,0 m p.p.m. Profil osadów rozpoczyna bruk morenowy, pozosta³y po rozmyciu stropowej czêœci ni¿ej zalegaj¹cych glin zwa³owych. Nad brukiem stwierdzono oko³o 6,5-metrow¹ warstwê piasków ró¿noziarnistych z domieszk¹ ¿wirów drobnookruchowych. Wykonana analiza granulometryczna pozwoli³a zaliczyæ te piaski do typu I osadów wed³ug diagramu C/M (Passega i Byramjee, 1969), czyli depozycja utworów odbywa³a siê w warunkach wysokiej dynamiki œrodowiska sedymentacji. Piaski s¹ pozbawione najdrobniejszych frakcji, o œrednicy mniejszej ni¿ 0,01 mm, a stopieñ wysortowania materia³u

26 jest s³aby (sI = 1,2). O wysokiej dynamice œrodowiska œwiadczy równie¿ sk³ad minera³ów ciê¿kich, gdzie zaznacza siê wyraŸna dominacja granatów (30,2%) nad amfibolami (19,9%). Zawartoœæ wêglanu wapnia w piaskach wynosi 11,6%. Omawian¹ seriê wodnolodowcow¹ koñczy 2,3-metrowa warstwa piasków drobnoziarnistych, z du¿¹ domieszk¹ frakcji py³owej. W osadach tych praktycznie nie wystê- puj¹ frakcje grubsze ni¿ 0,5 mm, a wysortowanie materia³u jest s³abe (sI = 1,4–1,6). Wykonane badania uziarnienia pozwoli³y zaklasyfikowaæ doln¹ czêœæ tych piasków do typu V, a górn¹ — do typu VII (Passega i Byramjee, 1969). Nale¿¹ one do osadów formowanych z zawiesiny frakcjonalnej (przydennej), deponowanych przy umiarkowanej i s³abej turbulencji oœrodka sedymentacji. Piaski te charakteryzuj¹ siê nisk¹ zawartoœci¹ wêglanu wapnia (œr. 5,1%) (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009).

Interglacja³ ferdynandowski

Na obszarze arkusza Ostróda osady interglacja³u ferdynandowskiego nie zosta³y udokumentowane biostratygraficznie. W profilach trzech spoœród szeœciu otworów, wykonanych w celu poszukiwaw- czym za wêglem brunatnym (otw.: 12, 13 i 31), wykazano obecnoœæ kompleksu ilasto-py³owatego, któ- rego powstanie mo¿na hipotetycznie wi¹zaæ z cieplejszym okresem. Sp¹g i strop tego kompleksu jest po³o¿ony na podobnej wysokoœci, co mog³oby wskazywaæ na akumulacjê osadów w rozleg³ym zbiorniku wodnym. Odniesienie omawianych osadów do interglacja³u ferdynandowskiego zosta³o zdeterminowane jego po³o¿eniem na tle innych poziomów morenowych. Obecnoœæ tych utworów zosta³a zasygnalizowana na terenie arkusza Mor¹g (0,0–17,0 m n.p.m.), gdzie s¹ one reprezentowane przez ¿wiry, piaski i mu³ki rzeczne (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007). Osady tego wieku wystêpuj¹ tak¿e na obszarze arkusza Boguchwa³y w postaci mu³ków i i³ów zastoiskowych i jeziornych (Trzmiel, 2006). I³y i mu³ki jeziorne rozpoznano w profilach otworów 12 (Pieszkowo), 13 (Tabórz) i 31 (Zak¹tek) w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza. W profilu otworu 13 osady tego wieku wystêpuj¹ na wysokoœci od 39,0 do 8,5 m p.p.m., a w profilu otworu 31 — na wysokoœci od 25,0 do 18,0 m p.p.m., zatem znacznie ni¿ej ni¿ na obszarze arkuszy Mor¹g i Boguchwa³y. W profilu otworu 13 stwierdzono 30,5-metrow¹ seriê osadów, w sp¹gu zbudowan¹ z szarych, twardoplastycznych, zwartych mu³ków (mu³owców), z lekko zwêglonymi szcz¹tkami roœlin. W œrodkowej czêœci tego kompleksu wy- stêpuje przewarstwienie kwarcowych piasków py³owatych z ³yszczykami. Strop buduj¹ g³ównie t³uste, zlustrowane i³y szarobr¹zowe, rzadziej ¿ó³tawe, zawieraj¹ce szcz¹tki roœlin (korzenie) i u³amki ksylitu.

Zlodowacenie Sanu 2

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe wystêpuj¹ na wysokoœci od 36,0 do 4,0 m p.p.m., tu¿ przy zachodniej granicy obszaru arkusza (przekrój geol. A–B; tabl. IV). Ich obecnoœæ wyznaczono na podstawie danych z s¹siedniego arkusza Dobrzyki (Rabek i Narwojsz, 2008a, b).

27 Gliny zwa³owe rozpoznano wstêpnie w profilach otworów archiwalnych 13 (Tabórz), 25 (Mi³om³yn), 38 (Pi³awki) i 73 (Ostróda). Mi¹¿szoœæ tego poziomu morenowego w otworze 13 wynosi 8,0 m, w otworze 25 — 14,0 m, w otworach 38 i 73 — do 20,0–22,0 m. Sp¹g glin jest po³o¿ony na wysokoœci 20,0–2,0 m p.p.m., a strop na 0,0–12,0 m n.p.m. W sp¹gu omawianych utworów w profilu otworu 73 (Ostróda) stwierdzono obecnoœæ niewielkiego porwaka ska³ pod³o¿a, zbudowanego z mu³ków ilastych, brunatnowêglowych. Gliny tego wieku w profilu otworu 13 (Tabórz) s¹ po³o¿one na podobnej wysokoœci, co gliny udokumentowane badaniami petrograficznymi w profilu otworu kartograficznego Rapaty na obszarze s¹siedniego arkusza £ukta (Jurys i WoŸniak, 2009). I³y i mu³ki zastoiskowe stwierdzono jedynie w profilu otworu archiwalnego 13 (Ta- bórz), gdzie oko³o 23-metrowa seria silnie wapnistych, szarych i³ów i mu³ków, wystêpuje w stropie glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 2 na wysokoœci od 0,0 do 23,0 m n.p.m. Omawiana seria i³ów i mu³ków z etapu recesji l¹dolodu zlodowacenia Sanu 2 prawdopodobnie wyznacza po³udniow¹ granicê zasiêgu rozleg³ych zastoisk, lepiej rozwiniêtych w pó³nocnej czêœci obszaru Warmii. Marks (1995) nadaje temu poziomowi zastoiskowemu rangê poziomu korelacyjnego. Wed³ug cytowanego autora tego typu osady rozci¹ga³y siê szerokim frontem na przedpolu wycofuj¹cego siê l¹dolodu od obszaru Holandii, pó³nocnych Niemiec, poprzez pó³nocn¹ Polskê, a¿ po obwód kaliningradzki na terenie Rosji (Marks, 1995). Piaski i ¿wiry, miejscami z przewarstwieniami piasków py³owatych, wodnolodowcowe stwierdzono w profilach otworów 38 (Pi³awki) i 43 (Faltyjanki) w centralnej czêœci obszaru arkusza oraz w profilu otworu 31 (Zak¹tek), po³o¿onym w jego wschodniej czêœci. W profilu otworu 38 rozpoznano 5,5-metrow¹ warstwê piasków drobno- i œrednioziarnistych z niewielk¹ domieszk¹ ¿wirów, na wysokoœci od 12,0 do 17,5 m n.p.m. W profilu otworu 43 osady wodnolodowcowe tego wieku reprezentuje 26-metrowa seria wapnistych piasków ró¿noziarnistych z domieszk¹ ¿wirów drobnookruchowych (25%), której sp¹g le¿y na wysokoœci 14,0 m p.p.m. W profilu otworu 31, w dolnej czêœci serii wodnolodowcowej stwierdzono 13-metrow¹ warstwê wapnistych piasków ró¿noziarnistych z domieszk¹ ¿wirów drobnookruchowych, której sp¹g wystêpuje na wysokoœci 18,0 m p.p.m. W górnej czêœci tej serii odnotowano oko³o 10-metrow¹ warstwê szaro- brunatnych piasków py³owatych, bezwapnistych, ze znaczn¹ domieszk¹ py³u wêglowego, osadzo- nych w spokojniejszym, prawdopodobnie jeziorno-rzecznym œrodowisku, w stropie z 2,5-metrowym poziomem szarych, bezwapnistych mu³ków piaszczystych, z ³yszczykami i szcz¹tkami roœlin. Górna sekwencja, a szczególnie jej stropowa czêœæ, byæ mo¿e powstawa³a ju¿ w okresie interglacja³u mazowieckiego. Na obecnym etapie rozpoznania jest to jednak jedynie hipoteza, a wspomniane osady piaszczysto-py³owate zosta³y uznane za schy³kow¹ sukcesjê serii wodnolodowcowej z okresu zlodowacenia Sanu 2.

28 Interglacja³ wielki

W obrêbie osadów interglacja³u wielkiego wyró¿niono osady zlodowacenia Liwca i interglacja³u Zbójna. Utwory te rozpoznano jedynie wstêpnie w profilach otworów archiwalnych, a ich wiek okreœlono na podstawie analizy przestrzennej wyró¿nionych poziomów morenowych i towarzysz¹cych im serii osadów wodnolodowcowych i zastoiskowych.

Zlodowacenie Liwca

Gliny zwa³owe rozpoznano w profilach otworów 13 (Tabórz), 38 (Pi³awki) i 73 (Ostróda). W profilu otworu 13, na wysokoœci 22,5 m n.p.m., wystêpuje sp¹g cienkiej, 1,5-metrowej warstwy szarych, zwartych glin zwa³owych, py³owato-ilastych, ze ¿wirami. W profilu otworu 38, na wysokoœci 18,0–25,9 m n.p.m., stwierdzono 7,9-metrowy poziom szarych, zwartych glin zwa³owych, którego górn¹ 2,5-metrow¹ czêœæ stanowi¹ br¹zowoszare gliny piaszczyste z du¿¹ iloœci¹ g³azików. Do glin zwa³owych zlodowacenia Liwca hipotetycznie zaliczono tak¿e œrodkow¹ 15,5-metrow¹ czêœæ wiêksze- go poziomu morenowego w rejonie Ostródy (otw. 73). Jedynym kryterium stratygraficznym by³o w tym przypadku przestrzenne usytuowanie tych osadów w obrêbie ca³ego profilu osadów plejstocenu. Piaski wodnolodowcowe, osadzone w czasie recesji l¹dolodu zlodowacenia Liwca, rozpoznano w profilach otworów 31 (Zak¹tek) i 43 (Faltyjanki). W profilu otworu 31 wystêpuje oko³o 12-metrowa seria s³abo wapnistych, jasnoszarych piasków œrednioziarnistych, której sp¹g jest po³o- ¿ony na wysokoœci 9,0 m n.p.m. W profilu otworu 43, na wysokoœci 13,0–33,0 m n.p.m., wystêpuje 20-metrowa seria wapnistych piasków drobno- i œrednioziarnistych.

Interglacja³ Zbójna

I³y i mu³ki jeziorne z wk³adkami piasków rzeczno-jeziornych wystê- puj¹ prawdopodobnie w profilach otworów: 12 (Pieszkowo), 13 (Tabórz) i 31 (Zak¹tek), na wysokoœci od 5,0–24,0 m n.p.m. do 26,0–40,0 m n.p.m., a ich mi¹¿szoœci osi¹gaj¹ 15,0–20,0 m. Omawiane osady s¹ reprezentowane przez szare i³y py³owate i mu³ki ilaste, bezwapniste, zwarte, z ³yszczykami i zwêg- lonymi szcz¹tkami roœlin. W profilu otworu 31 wystêpuje oko³o 6-metrowa wk³adka piasków drobnoziarnistych, która mo¿e œwiadczyæ o silniejszych przep³ywach, odpowiadaj¹cych œrodowisku rzecz- nemu. W pó³nocno-wschodniej czêœci omawianego obszaru seria ilasto-py³owata jest szeroko roz- przestrzeniona, co wskazywa³oby na interglacjalny charakter akumulacji opisywanych utworów. Osady jeziorne interglacja³u Zbójna rozpoznano w rejonie Dobrocinka na obszarze s¹siedniego arkusza Mor¹g (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007), gdzie wystêpuj¹ na wysokoœci od 8,0 do 26,0 m n.p.m., a wiêc zbli¿onej do tej z obszaru arkusza Ostróda. Mu³ki piaszczyste i piaski jeziorne w Dobrocinku s¹ zaburzone, zafa³dowane i pociête uskokami. Badania palinologiczne tych osadów wskazuj¹ na udzia³ py³ku drzew ciep³olubnych oraz obecnoœæ sporomorf paleogenu o charakterze

29 planktonu morskiego. W stropie sekwencji wzrasta udzia³ py³ku roœlin zielnych charakterystycznych dla otwartych przestrzeni (Winter, 2000).

Zlodowacenia œrodkowopolskie

Kompleks osadów zlodowaceñ œrodkowopolskich wystêpuje na obszarze ca³ego arkusza, lecz poziomy morenowe zwi¹zane z tym okresem s¹ s³abo udokumentowane. W profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo) stwierdzono mi¹¿szy poziom glin zwa³owych, który wystêpuje na tej samej wysokoœci co gliny zwa³owe zlodowaceñ œrodkowopolskich z obszarów s¹siednich arkuszy. Wspó³czynniki petrograficzne glin z profilu otworu 16 s¹ jednak nieporównywalne do tych znanych z terenów s¹siednich. Przedstawiona korelacja litologiczno-stratygraficzna jest wiêc orientacyjna. Na obszarze arkusza Lubawa (Ga³¹zka, 2009, 2012b) wœród osadów zlodowaceñ œrodkowopol- skich wyró¿niono dwa poziomy morenowe zlodowacenia Warty, obecne w profilu otworu kartograficznego w Starym Lesie, który jest zlokalizowany blisko po³udniowej granicy obszaru arkusza Ostróda, na wysokoœci Samborowa. Na obszarze arkusza Dobrzyki (Rabek i Narwojsz, 2008a, b) na podstawie badañ petrograficznych rozpoznano jeden, bardzo mi¹¿szy poziom glin zwa³owych zlodowacenia Odry oraz poziom glin zwa³owych zlodowacenia Warty. Znaczna mi¹¿szoœæ glin zwa³owych zlodowacenia Odry mo¿e œwiadczyæ o ich silnym zaanga¿owaniu glacitektonicznym. Wspó³czynniki petrograficzne m³odszych glin s¹ zbli¿one do wspó³czynników glin stadia³u dolnego zlodowacenia Warty z profilu otworu w Starym Lesie z obszaru arkusza Lubawa (Ga³¹zka, 2009, 2012b). Na terenie arkusza Mor¹g wyró¿niono i scharakteryzowano petrograficznie gliny zwa³owe zlodowacenia Odry. Stwierdzono tam tak¿e obecnoœæ dwóch poziomów glin zwa³owych stadia³ów dolnego i górnego zlodowacenia Warty (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007).

Zlodowacenie Odry

Osady zlodowacenia Odry zosta³y doœæ dobrze udokumentowane na obszarze arkusza Dobrzyki (Rabek i Narwojsz, 2008a, b). Prawdopodobnie wystêpuj¹ zatem tak¿e na terenie arkusza Ostróda. W ich obrêbie wyró¿niono osady wodnolodowcowe, poprzedzaj¹ce nasuniêcie l¹dolodu tego wieku, gliny zwa³owe oraz przykrywaj¹ce je lokalnie utwory zastoiskowe. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe zetapu transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry rozpoznano wstêpnie na rozleg³ym obszarze terenu arkusza (przekrój geol. A–B; tabl. IV). Generalnie mi¹¿szoœæ osadów wodnolodowcowych mo¿e przekraczaæ 30,0–40,0 m, szczególnie w pó³nocno- -zachodniej czêœci omawianego obszaru. Osady tego wieku rozpoznano m.in. w profilach otworów 25 (Mi³om³yn) i 43 (Faltyjanki). W profilu otworu 43, na wysokoœci od 13,5 do 34,0 m n.p.m., wystê- puje 21-metrowa seria jasnoszarych piasków drobno- i œrednioziarnistych, silnie wapnistych. Do tego

30 poziomu wodnolodowcowego odniesiono równie¿ 4-metrow¹ seriê ¿wirów, obecn¹ w profilu otworu 16 (Bynowo), na wysokoœci od 5,3 m p.p.m. do 1,3 m p.p.m. Gliny zwa³owe wyznaczono hipotetycznie w dolnej czêœci mi¹¿szego poziomu morenowego w profilach otworów 25 (Mi³om³yn) (17,0–39,5 m n.p.m.) i 73 (Ostróda) (2,0–18,0 m n.p.m.) oraz w profilach otworów 13 (Tabórz) (40,0–46,0 m n.p.m.) i 38 (Pi³awki) (25,9–42,6 m n.p.m.). Szare, zwarte gliny zwa³owe ze ¿wirami i g³azikami, w stropie z 0,5-metrow¹ warstw¹ mu³ków zastoiskowych i 0,4-metrowym poziomem g³azików wystêpuj¹ w profilu otworu 13. Omawiany kompleks glin pierwotnie mia³ prawdopodobnie wiêksz¹ mi¹¿szoœæ, ale w wyniku rozmycia zosta³ zredukowany do obecnej postaci. W profilu otworu 38 poziom morenowy o mi¹¿szoœci 16,7 m, jest reprezentowany przez br¹zowoszare, piaszczyste gliny zwa³owe, z g³azikami o œrednicy do 10 cm. Mu³ki zastoiskowe rozpoznano jedynie w profilach otworów 43 (Faltyjanki) i 73 (Ostróda). 5-metrowa seria zwartych, silnie wapnistych mu³ków w profilu otworu 43 przykrywa strop glin zwa³owych zlodowacenia Odry na wysokoœci 40,0 m n.p.m. W profilu otworu 73 stwierdzono 8-metrow¹ seriê mu³ków piaszczystych, w sp¹gu ilastych, wystêpuj¹cych w stropie glin zwa³owych zlodowacenia Odry, na wysokoœci od 52,0 do 60,0 m n.p.m.

Zlodowacenie Warty

W obrêbie osadów zlodowacenia Warty wystêpuje jeden poziom morenowy podœcielony i przykryty seriami utworów wodnolodowcowych i zastoiskowych, pochodz¹cych z okresu transgresji i recesji l¹dolodu tego zlodowacenia. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) wstêpnie rozpoznano w profilach otworów 13 (Tabórz), 31 (Zak¹tek), 43 (Faltyjanki) i 73 (Ostróda). W profilu otworu 31, na wysokoœci od 38,5 do 58,5 m n.p.m., wystêpuje 20-metrowa seria piasków i ¿wirów.W kierunku stropu wyraŸnie wzrasta zawartoœæ frakcji ¿wirowej, co œwiadczy o transgresywnym charakterze tej serii wodnolodowcowej. W profilu otworu 43 wystêpuje 5-metrowa seria piasków ró¿noziarnistych, rozdzielaj¹ca dwie serie zastoiskowe — z regresji l¹dolodu zlodowacenia Odry i transgresji l¹dolodu zlodowacenia Warty. Omawiana seria jest po³o¿ona na wysokoœci od 45,0 do 50,0 m n.p.m. W profilu otworu 73, na wyso- koœci od 61,0 do 76,0 m n.p.m., stwierdzono oko³o 15-metrow¹ seriê piasków i ¿wirów, która równie¿ odznacza siê wzrastaj¹c¹ ku stropowi granulacj¹ ziaren. Mu³ki zastoiskowe (dolne), poprzedzaj¹ce transgresjê l¹dolodu zlodowacenia Warty, rozpoznano jedynie w profilu otworu 43 (Faltyjanki), gdzie 6-metrowa seria silnie wapnistych mu³ków, podœciela poziom glin zwa³owych tego wieku. Strop omawianych osadów znajduje siê na wysokoœci 56,0 m n.p.m. Gliny zwa³owe, miejscami z wk³adkami piasków i i³ów, wystêpuj¹ doœæ powszechnie na obszarze arkusza Ostróda. Rozpoznano je w profilach otworów archiwalnych: 8, 14, 25,

31 31, 38, 43, 73, 76 i 77 oraz w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo). Ich mi¹¿szoœæ jest zró¿nicowana i waha siê od 2,0–10,0 do 26,0–37,0 m w profilach otworów 16 (Bynowo) i 76 (Morliny), gdzie wiêksza mi¹¿szoœæ przypuszczalnie mo¿e byæ zwi¹zana z glacitektonicznym spiêtrzeniem osadów. W profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo), na wysokoœci od 1,3 m p.p.m. do 24,7 m n.p.m., stwierdzono bardzo niejednorodn¹ litologicznie seriê osadów morenowych. Na wysokoœci od 1,3 m p.p.m. do 9,6 m n.p.m. wystêpuje zmienny litologicznie poziom morenowy, którego doln¹ 4,5-metrow¹ czêœæ buduj¹ pocz¹tkowo zwarte, szarobrunatne gliny z g³azikami, przechodz¹ce wy¿ej w ciemnoszare gliny py³owato-ilaste, pozbawione frakcji ¿wirowej. Zawartoœæ wêglanu wapnia zmienia siê ku górze profilu od 2,2 do 8,7%. W sk³adzie petrograficznym omawianych glin zaznacza siê przewaga ska³ krystalicznych (43,5%) nad wapieniami paleozoicznymi (32,2%). Zawartoœæ ska³ lokalnych wynosi 15,7%, z czego mu³owce stanowi¹ 8,7%. Wspó³czynniki petrograficzne tych glin (tab. 2) wynosz¹: O/K = 0,80; K/W = 1,29; A/B = 0,76 (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Powy¿ej w profilu wystêpuje 2-metrowy pakiet ciemnoszarych i szarych i³ów oraz mu³ków, których sk³ad minera³ów ciê¿kich wskazuje na akumulacjê w bardzo spokojnym zbiorniku wodnym o charakterze zastoiskowym. Wœród minera³ów ciê¿kich przezroczystych stwierdzono wysok¹ zawartoœæ minera³ów blaszkowych — chlorytów (23,8%) i biotytu (16,3%), które by³y deponowane w koñcowym etapie akumulacji zbiornika, przy formowaniu najdrobniejszych osadów. Minera³y ma³o odporne na wietrzenie (amfibole, pirokseny, biotyt), stanowi¹ 20,4% sk³adu mineralnego, zaœ minera³y odporne na wietrzenie (granaty, turmaliny, cyrkon) s¹ równie¿ stosunkowo liczne — œred- nio 11,9% minera³ów ciê¿kich przezroczystych. Mo¿e to œwiadczyæ o wiêkszej domieszce materia³u z pod³o¿a czwartorzêdu. Zawartoœæ wêglanu wapnia w omawianych i³ach i mu³kach wynosi œrednio 12,2%. Powy¿ej opisanej serii wystêpuje poziom zwartych, ciemnoszarych glin zwa³owych z g³azikami, o mi¹¿szoœci 4,4 m. Œrednia zawartoœæ wêglanu wapnia w porównaniu z wystêpuj¹cymi poni¿ej glinami wzrasta do 12,8%. W sk³adzie petrograficznym glin ska³y krystaliczne dominuj¹ (œr. 38,0%) nad wapieniami paleozoicznymi (œr. 24,1%), przy wysokiej zawartoœci dolomitów (œr. 7,1%). Udzia³ ska³ krystalicznych maleje ku stropowi profilu. Zawartoœæ ska³ lokalnych wynosi œrednio 25,1%, w tym mu³owców — œrednio 18,7%. Œrednie wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla trzech pró- bek osadów (tab. 2) s¹ nastêpuj¹ce: O/K = 0,85; K/W = 1,32; A/B = 0,73. Na wysokoœci od 9,6 do 13,9 m n.p.m. wystêpuje seria piasków drobnoziarnistych, zawieraj¹ca cienkie (0,65 m) przewarstwienie glin, prawdopodobnie o charakterze deluwialnym. Nad piaskami stwierdzono jeszcze cienk¹ warstwê mu³ków piaszczystych, laminowanych, które zamykaj¹ cykl sedymentacyjny omawianej sekwencji. Piaski, zarówno powy¿ej, jak i poni¿ej „wtr¹cenia” glin, maj¹ bardzo zbli¿one cechy granulometryczne i sk³ad mineralny. S¹ one praktycznie pozbawione frakcji

32 grubszych ni¿ 0,5 mm. Charakteryzuj¹ siê s³abym wysortowaniem materia³u (œr. sI = 1,6). Wed³ug Passegi i Byramjee (1969) odpowiadaj¹ one VII typowi osadów, które s¹ najczêœciej deponowane z zawiesiny frakcjonalnej, przy s³abej turbulencji oœrodka sedymentacji. Wœród minera³ów ciê¿kich przezroczystych odnotowano wysok¹ zawartoœæ minera³ów blaszkowych — biotytu (od 14,0 do 7,7%) i chlorytów (od 35,8 do 13,9%) — malej¹c¹ w kierunku stropu profilu. W obrêbie minera³ów ciê¿kich przezroczystych wysoka jest te¿ zawartoœæ minera³ów ciê¿kich odpornych na niszczenie mechaniczne (od 12,4 do 19,4%), a w ca³ym spektrum minera³ów ciê¿kich — podgrupy glaukonitu (od 17,5 do 25,2%). Zawartoœæ wêglanu wapnia w tych piaskach waha siê od 7,8 do 8,9%. Œrodowisko depozycji omawianej serii drobnopiaszczystej zosta³o okreœlone jako limnoglacjalne, a w czêœci dolnej, poni¿ej „wtr¹cenia” gliniastego — jako zastoiskowe (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Na wysokoœci od 13,9 do 24,7 m n.p.m. wystêpuje górny poziom glin zwa³owych, zamykaj¹cy sekwencjê morenow¹ zlodowacenia Warty w profilu otworu 16 (Bynowo). Gliny te s¹ zwarte, szarobrunatne, z g³azikami, o œredniej zawartoœci wêglanu wapnia 8,3%. W sk³adzie petrograficznym zaznacza siê niewielka przewaga ska³ krystalicznych (œr. 29,3%) nad wapieniami paleozoicznymi (œr. 23,0%), przy 5,3% udziale dolomitów. Zawartoœæ ska³ lokalnych jest wysoka i wynosi 37,2%, licznie wystêpuj¹ mu³owce z glaukonitem. Œrednie wspó³czynniki petrograficzne (tab. 2) wynosz¹: O/K = 0,94; K/W = 1,16; A/B = 0,82 (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009), wiêc s¹ one podobne do glin wystêpuj¹cych poni¿ej. Powtarzaj¹ce siê wartoœci wspó³czynników petrograficznych oraz obecnoœæ wk³adek ilasto- -py³owatych piaszczystych w profilu otworu 16 (Bynowo) œwiadcz¹ o silnym oddzia³ywaniu proce- sów glacitektonicznych, którym by³y poddawane gliny zwa³owe zlodowacenia Warty. Mu³ki zastoiskowe (górne) wystêpuj¹ jedynie lokalnie w rejonie Morlin. W profilu otworu 76 zaliczono do nich 2-metrow¹ (99,6–101,6 m n.p.m.) seriê mu³ków lekko piaszczystych, rozdzielaj¹c¹ gliny zwa³owe zlodowacenia Warty i stadia³u œrodkowego (Œwiecia) zlodowacenia Wis³y. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (górne) lepiej rozpoznano we wschodniej czêœci obszaru arkusza (tabl. IV) w profilach otworów 13 (Tabórz), 31 (Zak¹tek) i 43 (Faltyjanki). S¹ one wykszta³cone jako piaski ró¿noziarniste ze znaczn¹, dochodz¹c¹ do 50%, domieszk¹ ¿wirów (otw. 13). Ich mi¹¿szoœæ waha siê od 8,0 do 20,0 m, a sp¹g omawianej serii jest po³o¿ony na wysokoœci od 60,0 do 64,0 m n.p.m. Osady tego wieku rozpoznano wstêpnie tak¿e w profilach otworów 38, 73 i 74 w po³udniowo-zachodniej czêœci Ostródy. W profilu otworu 38, na wysokoœci 36,8–44,7 m n.p.m., w stropie glin zwa³owych zlodowacenia Warty, odnotowano 2,9-metrow¹ seriê ¿wirów grubookru- chowych, przykryt¹ 5-metrow¹ warstw¹ szaro¿ó³tych, wapnistych piasków drobnoziarnistych z niewielk¹ domieszk¹ ¿wirów. Omawiane osady wystêpuj¹ prawdopodobnie tak¿e w innych miejscach terenu badañ, np. w okolicach Bynowa, Liwy (zachodnia i œrodkowa czêœæ obszaru arkusza), ale brak danych z otworów

33 wiertniczych uniemo¿liwi³ dok³adniejsze rozpoziomowanie sekwencji litologiczno-stratygraficznych z pogranicza zlodowaceñ Warty i Wis³y.

Interglacja³ eemski

Na obszarze arkusza Ostróda osady interglacja³u eemskiego nie zosta³y dobrze udokumentowane. Wstêpnie rozpoznano je jedynie w rejonie Bynowa w zachodniej czêœci terenu badañ, gdzie odniesiono do nich seriê piaszczysto-¿wirow¹, wystêpuj¹c¹ w stropie glin zwa³owych zlodowacenia Warty. Osady rzeczne interglacja³u eemskiego dok³adniej rozpoznano na s¹siaduj¹cym od po³udnia terenie arkusza Lubawa (Ga³¹zka, 2009, 2012b), gdzie wystêpuje oko³o 1-metrowa warstwa ¿wirów i g³azików, przykryta pakietem piasków drobno- i bardzo drobnoziarnistych, z rozproszon¹ substancj¹ organiczn¹. Prawdopodobnie utwory te wystêpuj¹ zatem w rejonie Samborowa, w po³udniowej czêœci terenu arkusza Ostróda. Osady rzeczne interglacja³u eemskiego rozpoznano równie¿ na obszarze arkusza Mor¹g, gdzie ich mi¹¿szoœæ waha siê od 12,0 do 25,0 m. Wysokoœæ ich po³o¿enia jest bardzo zró¿nicowana, co autorzy arkusza Mor¹g uznali za efekt zaburzeñ glacitektonicznych (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007). Piaski i ¿wiry rzeczne, miejscami wodnolodowcowe, rozpoznano w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo). Sp¹g tej serii znajduje siê na wysokoœci 24,7 m n.p.m. Profil osadów rozpoczyna bruk morenowy, bêd¹cy pozosta³oœci¹ po rozmyciu stropowej czêœci ni¿ej wystê- puj¹cych glin zwa³owych. Powy¿ej wystêpuje 13,4-metrowa seria piasków ró¿noziarnistych, w któ- rych pocz¹tkowo dominuj¹ piaski grubo- i œrednioziarniste, a wy¿ej zdecydowanie zwiêksza siê udzia³ piasków drobnoziarnistych. Stopieñ wysortowania materia³u (sI) zmienia siê od 0,5 do 1,1 (od s³abego do œrednio dobrego), co mo¿e œwiadczyæ o zmiennej dynamice œrodowiska. Piaski s¹ pozbawione najdrobniejszych frakcji, o œrednicy mniejszej ni¿ 0,01 mm (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). W sk³adzie minera³ów ciê¿kich przezroczystych zaznacza siê wyraŸna przewaga granatów (od 27,5 do 39,1%) nad amfibolami (od 13,7 do 24,3%). Du¿y udzia³ granatów œwiadczy o wysokiej dynamice œrodowiska sedymentacyjnego. Badania makroskopowe omawianych osadów wskazuj¹ na znikom¹ zawartoœæ wêglanu wapnia.

Zlodowacenia pó³nocnopolskie Zlodowacenie Wis³y

Osady zlodowacenia Wis³y buduj¹ ca³¹ powierzchniê obszaru arkusza. Wyró¿niono tutaj trzy odrêbne poziomy morenowe — dolny, utworzony w stadiale œrodkowym, oraz œrodkowy i górny, zwi¹zane ze stadia³em górnym tego zlodowacenia. Stratygrafiê oparto na przestrzennym po³o¿eniu wyró¿nionych serii morenowych, szczególnie w rejonie otworu kartograficznego 16 (Bynowo) (przekrój geol. A–B; tabl. IV). Ze wzglêdu na nieci¹g³oœci poziomów morenowych, ich czêste rozmycia na

34 obszarze arkusza — wykszta³cenie osadów zlodowacenia Wis³y i ich przynale¿noœæ stratygraficzna s¹ nie do koñca poznane. Wyniki badañ petrograficznych z jednego otworu kartograficznego nie pozwa- laj¹ na wyci¹gniêcie szerszych, regionalnych wniosków. Przedstawiona stratygrafia zlodowacenia Wis³y ma zatem charakter wstêpny. Warto dodaæ, ¿e na s¹siaduj¹cym od po³udnia obszarze arkusza Lubawa (Ga³¹zka, 2009, 2012b), w obrêbie osadów zlodowacenia Wis³y zosta³y wyró¿nione trzy poziomy glin zwa³owych o znaczeniu stratygraficznym — najni¿szy, nale¿¹cy do stadia³u œrodkowego (Œwiecia) oraz wy¿sze nale¿¹ce do faz leszczyñskiej i poznañskiej stadia³u górnego (Ga³¹zka, 2009, 2012b). Na s¹siaduj¹cym od wschodu obszarze arkusza £ukta wyró¿niono tylko po jednym poziomie glin zwa³owych w stadia³ach œrodkowym i górnym (Jurys i WoŸniak, 2009).

Stadia³ œrodkowy

Piaski wodnolodowcowe okresu transgresji l¹dolodu stadia³u œrodkowego zlodowacenia Wis³y rozpoznano wstêpnie w profilach otworów1i14wzachodniej i pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza oraz w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo). W innych rejonach terenu badañ ich pozycja geologiczna jest s³abiej udokumentowana. Najwiêcej informacji na temat tych osadów dostarcza profil otworu 16 (Bynowo). Osady wodnolodowcowe rozpoznano równie¿ w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo), gdzie wystêpuj¹ na wysokoœci od 37,8 do 50,3 m n.p.m. G³ówn¹ sekwencjê tego poziomu buduje 10-metrowa seria piasków drobnoziarnistych z du¿¹ domieszk¹ frakcji py³owej. Wysortowanie osadów waha siê od pogranicza œredniego i s³abego do s³abego (sI = 1,0–2,0). Sk³ad minera³ów ciê¿kich jest zmienny. Odnotowano wysok¹ zawartoœæ wêglanu wapnia, zmieniaj¹c¹ siê od 41,0 do 66,5%. Wœród minera³ów ciê¿kich przezroczystych przewa¿aj¹ amfibole (œr. 30,3%) nad granatami (œr. 18,6%) i epidotem (œr. 14,2%). Miejscami w wiêkszej iloœci pojawiaj¹ siê te¿ minera³y blaszkowe (biotyt i chloryty), ³¹cznie stanowi¹ce œrednio 16,9%. Wy¿ej w profilu stwierdzono mniejsz¹ iloœæ minera³ów blaszkowych (³¹cznie 5,5%) i wiêksz¹ — minera³ów odpornych (15,6%), a tak¿e lepsze wysortowanie materia³u (sI = 1,0), co œwiadczy o wiêkszej dynamice œrodowiska sedymentacji. Zawartoœæ wêglanu wapnia wyraŸnie zmniejsza siê w kierunku stropu warstwy od 13,6 do 8,1%. Œrodowisko tworzenia siê kompleksu piaszczystego okreœlono jako wodnolodowcowe ze zmiennym re¿imem. Strop omawianych osadów w profilu otworu 16 (48,2–50,3 m n.p.m.) buduj¹ smugowane, szare i jasnoszare piaski drobnoziarniste, z domieszk¹ œrednioziarnistych, o s³abym wysortowaniu (sI = 1,3), zamkniête oko³o 1-metrow¹ warstw¹ szarych mu³ków. Sk³ad minera³ów ciê¿kich wskazuje na sedy- mentacjê osadów w spokojnych warunkach. Wœród minera³ów ciê¿kich przezroczystych dominuj¹ amfibole (24,9%) i chloryty (20,3%), a granaty stanowi¹ jedynie 12,5%. Nadal utrzymuje siê stosunkowo

35 wysoka zawartoœæ minera³ów odpornych (12,5%). Zawartoœæ wêglanu wapnia w tych piaskach jest niska i wynosi 4,8% (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Mu³ki zastoiskowe stwierdzono w centralnej czêœci obszaru arkusza w profilu otworu archiwalnego 38 (Pi³awki), gdzie podœcielaj¹ gliny zwa³owe stadia³u œrodkowego zlodowacenia Wis³y. Seria zwartych mu³ków, o mi¹¿szoœci 6,0 m, wystêpuje na wysokoœci od 54,0 do 60,0 m n.p.m. Do tej grupy osadów zastoiskowych mo¿na prawdopodobnie zaliczyæ 1-metrow¹ warstwê szarych mu³ków opisan¹ powy¿ej w profilu otworu 16 (Bynowo), wystêpuj¹c¹ w stropie osadów wodnolodowcowych. Gliny zwa³owe stwierdzono w zachodniej i œrodkowej czêœci obszaru arkusza w profilach nastêpuj¹cych otworów: 1, 2, 8, 14, 15, 31, 35 i 38. W po³udniowej czêœci terenu badañ, w rejonie Ostródy i Tyrowa, gliny tego wieku wystêpuj¹ w profilu otworów 76, 77 i 79 (przekrój geol. A–B). Litologiê glin omawianego poziomu morenowego rozpoznano dok³adniej w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo), gdzie odnotowano je na wysokoœci od 50,3 do 56,7 m n.p.m. Poziom ten buduje 6,3-metrowa warstwa zwartych glin zwa³owych z g³azikami, w sp¹gu ciemnoszarych, wy¿ej szaro- brunatnych. Zawartoœæ wêglanu wapnia wynosi œrednio 15,2%. W sk³adzie petrograficznym okruchy wapieni paleozoicznych (œr. 44,7%) zdecydowanie dominuj¹ nad ¿wirami ska³ krystalicznych (œr. 26,2%). Udzia³ ska³ lokalnych w porównaniu do ich zawartoœci w wystêpuj¹cych poni¿ej glinach, zmniejsza siê i wynosi œrednio 16,7%. Wzrasta natomiast zawartoœæ dolomitów (œr. 10,0%). Œrednie wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla trzech próbek osadów (tab. 2) s¹ nastêpuj¹ce: O/K = 2,14; K/W = 0,50; A/B = 1,97.

Stadia³ górny

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) wystêpuj¹ w profilach wielu otworów archiwalnych na obszarze ca³ego arkusza (m.in. w otw.: 7, 8, 9, 14, 15, 25, 34, 37 i 38), a tak¿e w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo). W profilu otworu 16 osady te stwierdzono na wysokoœci od 55,7 do 56,7 m n.p.m. Rozpoczyna je

6,3-metrowa seria piasków drobnoziarnistych, dobrze i œrednio wysortowanych (sI = 0,4–1,0). Wœród minera³ów ciê¿kich odnotowano bardzo wysok¹ zawartoœæ wêglanów (od 61,5 do 71,8%). W sk³adzie minera³ów przezroczystych wyraŸnie dominuj¹ amfibole (œr. 34,6%) nad granatami (œr. 13,2%) i epidotem (œr. 11,1%). Obecne s¹ te¿ du¿e iloœci minera³ów blaszkowych (chloryty i biotyt), które w czêœci sp¹gowej wystêpuj¹ w iloœci 26,3%, a w stropowej — 13,5%. Taki sk³ad mineralny jest charakterystyczny dla akumulacji w spokojnych warunkach. Zawartoœæ wêglanu wapnia waha siê od 8,6% w sp¹gu do 11,9% w stropie. Omawiane piaski nale¿¹ do typu V osadów i by³y deponowane z zawiesiny frakcjonalnej przy umiarkowanej turbulencji œrodowiska sedymentacyjnego (Passega i Byramjee, 1969).

36 Wy¿ej w profilu otworu 16 wystêpuje 4-metrowa seria piasków drobnoziarnistych o s³abym wysortowaniu (sI = 1,2–1,9), jedynie w stropie s¹ one dobrze wysortowane (sI = 0,44). Zawartoœæ wêglanu wapnia maleje ku górze profilu i zmienia siê od 15,6% w sp¹gu do 9,0% w stropie. W sk³adzie minera³ów ciê¿kich w stropowej czêœci dominuj¹ minera³y wêglanowe (kalcyt i dolomit) — 71,4%. W podgrupie minera³ów ciê¿kich przezroczystych zdecydowanie przewa¿aj¹ natomiast amfibole (40,4%) nad granatami (9,3%), w du¿ych iloœciach obecne s¹ tak¿e chloryty (14,9%) (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Taki sk³ad wskazuje na wyj¹tkowo spokojne warunki akumulacji tych osadów. W dolnej czêœci omawianej sekwencji piaski nale¿¹ do typu II osadów (Passega i Byramjee, 1969), odpowiadaj¹c osadom przemieszczanym w œrodowisku o wysokiej dynamice, o ma³ej sedymentacji z zawiesiny. Piaski z górnej czêœci tej sekwencji reprezentuj¹ typ V osadów, co wskazuje na spokojniejsze warunki ich akumulacji (Passega i Byramjee, 1969). Depozycja ca³ej serii osadów wodnolodowcowych odbywa³a siê zatem w doœæ spokojnych warunkach, z przerw¹ na wiêksz¹ dynamikê œrodowiska w czêœci œrodkowej, zwi¹zan¹ z szybszymi przep³ywami. I³y i mu³ki zastoiskowe wystêpuj¹ sporadycznie na obszarze arkusza. Osady zastoiskowe utworzone przed czo³em nasuwaj¹cego siê l¹dolodu zlodowacenia Wis³y rozpoznano w profilu otworu 9 (Malinnik), gdzie s¹ reprezentowane przez oko³o 18-metrow¹ seriê i³ów na wysokoœci od 75,0 do 93,0 m n.p.m. Prawdopodobnie do osadów zastoiskowych tego wieku nale¿y tak¿e 14-metrowa seria mu³ków, wystêpuj¹ca w rejonie Pi³awek w profilu otworu 40, na wysokoœci od 82,4 do 97,4 m n.p.m. Gliny zwa³owe, miejscami bruk i ¿wiry, rozpoznano w profilach wielu otworów archiwalnych z obszaru arkusza (m.in. otw.: 1, 2, 4, 7, 8, 14, 15, 25, 34, 36, 76 i 79). Gliny tego poziomu morenowego czêsto s¹ rozmyte przez wody roztopowe, funkcjonuj¹ce podczas recesji starszego l¹dolodu lub te¿ wody zwi¹zane z najm³odszym nasuniêciem l¹dolodu stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Dwudzielnoœæ glin stadia³u górnego i obecnoœæ starszego poziomu morenowego jest lepiej widoczna w œrodkowej i pó³nocnej czêœci terenu badañ. Mi¹¿szoœæ glin zwa³owych tego poziomu waha siê od 2,0 do oko³o 20,0 m. Sporadycznie wystêpuj¹ w nich cienkie wk³adki i przewarstwienia piaszczyste (otw. 14). W profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo), na wysokoœci od 66,7 do 67,2 m n.p.m., rozpoznano 0,5-metrowy poziom bruku morenowego, przykryty 3,5-metrow¹ seri¹ ¿wirów. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (górne), rozdzielaj¹ce oba poziomy glin zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, ods³aniaj¹ siê lokalnie na powierzchni terenu w po³udniowo- -wschodniej czêœci obszaru arkusza, g³ównie na zboczu stromej doliny rynnowej jeziora Morliny, a tak¿e na pó³noc od Tyrowa. Nie mo¿na jednak wykluczyæ, ¿e pojawiaj¹ce siê tutaj osady wodnolodowcowe s¹ zwi¹zane z transgresj¹ starszego l¹dolodu stadia³u górnego.

37 Omawiane osady odnotowano w profilach wielu otworów archiwalnych na obszarze ca³ego arkusza (m.in. otw.: 7, 8, 15, 17, 20, 25, 26, 36 i 38). Ich mi¹¿szoœæ wynosi od oko³o 3,0–5,0 do ponad 30,0 m. Utwory wodnolodowcowe tego wieku rozpoznano równie¿ w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo), gdzie wystêpuj¹ na wysokoœci od 70,2 do 97,2 m n.p.m. Stwierdzono tutaj 27-metrow¹ seriê piasków, charakteryzuj¹cych siê malej¹c¹ ku stropowi granulacj¹ ziarna — od piasków bardzo gruboziarnistych ze ¿wirkami w sp¹gu, poprzez piaski gruboziarniste, do piasków œrednio- i drobnoziarnistych w stropie. Wysortowanie tych osadów jest s³abe (sI = 1,1). Omawiane utwory s¹ pozbawione najdrobniejszych frakcji, o œrednicy mniejszej ni¿ 0,01 mm. Typ I osadów (Passega i Byramjee, 1969) wskazuje na depozycjê utworów w warunkach wysokiej dynamiki œrodowiska sedymentacji (materia³ by³ transportowany g³ównie przez toczenie i saltacjê). O takiej dynamice œwiadczy równie¿ sk³ad przezroczystych minera³ów ciê¿kich, gdzie zaznacza siê dominacja granatów (36,9%) nad amfibolami (24,9%). Zmniejsza siê te¿ zawartoœæ minera³ów blaszkowych, a w pozosta³ym sk³adzie mineralnym wêglany stanowi¹ 44,0%, czyli nadal jest ich stosunkowo du¿o. Zawartoœæ wêglanu wapnia w omawianych piaskach jest nieznacznie zró¿nicowana i wynosi œrednio 9,2% (Szelewicka i Kaul- barsz, 2009). Sk³ad mineralny potwierdza wodnolodowcow¹ genezê tych osadów, natomiast spadek granulacji ziarna ku górze profilu wskazuje, ¿e etap ich akumulacji nale¿y raczej wi¹zaæ z recesj¹ l¹dolodu starszego nasuniêcia. Gliny zwa³owe miejscami z przewarstwieniami piasków wystêpuj¹ powszechnie na powierzchni w po³udniowo-wschodniej i pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie buduj¹ wysoczyznê morenow¹ falist¹. Stwierdzono je tak¿e w profilach licznych otworów archiwalnych. Mi¹¿szoœæ glin jest bardzo zró¿nicowana i waha siê od 3,0–5,0 do 10,0–15,0 m. W czêœci œrodkowej, wschodniej i pó³nocno-wschodniej gliny zwa³owe wystêpuj¹ bardzo rzadko (otw. 32, punkt dok. 2). Przewa¿nie zosta³y one rozmyte przez wody roztopowe zwi¹zane z recesj¹ najm³odszego l¹dolodu na terenie arkusza. W profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo) wystêpuje 3-metrowy poziom omawianych glin, koñcz¹cy sekwencjê osadów czwartorzêdowych. W czêœci dolnej buduje go 2-metrowa warstwa ciemnoszarych glin zwa³owych z g³azikami. W ich sk³adzie petrograficznym okruchy wapieni paleozoicznych (41,6%) przewa¿aj¹ nad ¿wirami ska³ krystalicznych (24,9%). Wysoki jest te¿ udzia³ dolo- mitów pó³nocnych (12,1%) oraz ska³ lokalnych (17,3%). Zawartoœæ wêglanu wapnia w glinach tego poziomu wynosi 11,6%. Wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla jednej próbki glin (tab. 2) wynosz¹: O/K = 2,04; K/W = 0,51; A/B = 1,86 (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009). Stropow¹ czêœæ tego poziomu morenowego stanowi 1-metrowa warstwa piasków gliniastych z przewarstwieniami glin piaszczystych. Osady te wykazuj¹ cechy silnego zwietrzenia, na co wskazuje niska zawartoœæ wêglanu wapnia — 1,6% (Szelewicka i Kaulbarsz, 2009).

38 Piaski i ¿wiry lodowcowe tworz¹ na ogó³ cienkie, miejscami rozleg³e pokrywy na m³odszych glinach zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Wystêpuj¹ one g³ównie na powierzchni wysoczyzny morenowej w pó³nocno-zachodniej i zachodniej czêœci obszaru arkusza. Tworz¹ je nagromadzenia s³abo wysortowanych piasków o ró¿nej granulacji, miejscami z domieszk¹ ¿wirów. Mniejsze wyst¹pienia tych osadów zaobserwowano w obrêbie wysoczyzny morenowej w po³udniowej-wschodniej czêœci terenu arkusza, gdzie wystêpuj¹ zazwyczaj w s¹siedztwie lokalnych obni¿eñ bezodp³ywowych. Gliny zwa³owe moren spiêtrzonych buduj¹ pojedyncze pagórki, zwykle o elongacji prostopad³ej do ruchu l¹dolodu. Trzy takie pagórki wystêpuj¹ w po³udniowej czêœci obszaru arkusza, ko³o Tyrowa. Wiêkszy pagórek, prawdopodobnie równie¿ o takiej genezie, jest zlokalizowany oko³o 2 km na zachód od Liksajn, w pó³nocno-zachodniej czêœci terenu badañ. Jest on zorien- towany prostopadle do wyd³u¿enia rynny subglacjalnej Jeziora Korolewskiego i systemu towarzysz¹cych jej ozów. Wewnêtrzna budowa moren spiêtrzonych nie zosta³a dok³adniej rozpoznana. Nie mo¿na wykluczyæ, ¿e obok glin zwa³owych buduj¹ je równie¿ osady grubookruchowe — piaszczysto-¿wirowe. Piaski i ¿wiry, miejscami gliny zwa³owe, moren czo³owych wystêpuj¹ stosunkowo rzadko na obszarze arkusza. Wiêksze wzgórze moreny czo³owej akumulacyjnej znajduje siê w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza, oko³o 1 km na pó³nocny wschód od Morlin. Buduje go tam oko³o 12-metrowa seria ¿wirów i piasków z wk³adkami glin zwa³owych w sp³ywach (otw. 80 i 81). Cztery niedu¿e pagórki moren czo³owych znajduj¹ siê przy pó³nocnej granicy terenu arkusza, w s¹siedztwie jeziora Ruda Woda. S¹ one zbudowane z piasków o ró¿nej granulacji, sporadycznie ¿wirów. Ze wzglêdu na brak ods³oniêæ nie rozpoznano dok³adniej ich budowy. Wzgórze moreny czo³owej w rejonie Morlin powsta³o prawdopodobnie podczas recesji l¹dolodu z etapu maksymalnego nasuniêcia w stadiale górnym zlodowacenia Wis³y. Niewielkie pagórki w czêœci pó³nocnej terenu arkusza formowa³y siê natomiast podczas krótkotrwa³ych postojów w czasie recesji l¹dolodu fazy pomorskiej zlodowacenia Wis³y. Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe w sp³ywach, moren martwego lodu tworz¹ liczne pagórki w strefie obni¿enia wysoczyzny morenowej na zachód od Mi³om³yna, na po³udnie od Bynowa oraz pomiêdzy Liw¹ i Mi³om³ynem. Towarzysz¹ im tam liczne zag³êbienia bezodp³ywowe. Wysokoœæ wzglêdna tych pagórków wynosi 10,0–15,0 m. Buduj¹ je piaski ró¿noziarniste z wk³adkami ¿wirów. W stropie czêsto pojawiaj¹ siê p³aty glin zwa³owych w sp³ywach. Miejscami mi¹¿szoœæ tych glin jest nieco wiêksza, np. pomiêdzy Mi³om³ynem i Bynowem, gdzie jest zlokalizowany pagó- rek moreny martwego lodu zbudowany g³ównie z przewarstwieñ glin zwa³owych i silnie gliniastych

39 piasków. Pojedyncze pagórki pojawiaj¹ siê te¿ w innych rejonach obszaru arkusza, np. na po³udnie od Tyrowa, na granicy z obszarem arkusza Lubawa. Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe w sp³ywach, ozów. Wgranicach obszaru arkusza Ostróda ozy wystêpuj¹ w dwóch rejonach. Najwiêkszy zespó³ tych form znajduje siê w pó³nocno- -zachodniej czêœci terenu badañ, gdzie ozy licznie towarzysz¹ rynnom subglacjalnym jezior: Iliñsk, Bartê¿ek, Korolewskie i Ruda Woda. Imponuj¹cy oz, o d³ugoœci 3,5 km, wystêpuje wzd³u¿ rynny Jeziora Korolewskiego. Jego czêœæ stropow¹ buduj¹ gliny zwa³owe. W du¿ej odkrywce (nieczynnym wyrobisku), zlokalizowanej w pó³nocno-zachodniej czêœci tego ozu, jest widoczna jego budowa wewnêtrzna (piaski o ró¿nej granulacji). Drugi zespó³ ozów znajduje siê w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie towarzyszy rynnie subglacjalnej jeziora Smordy (Jakuba). Wzd³u¿ odcinka rynny jeziora Morliny oz nie wystêpuje. Pojawia siê on znowu w rynnie subglacjalnej tu¿ przy po³udniowej granicy terenu arkusza i rozci¹ga siê dalej ku po³udniowi jako oz ornowski (ark. Lubawa — Ga³¹zka, 2009, 2012b). W odkrywce tu¿ przy po³udniowej granicy arkusza (30-metrowa œciana) widoczne s¹ struktury sedymentacyjne, wskazuj¹ce na du¿¹ dynamikê przep³ywu wód subglacjalnych. Piaski i ¿wiry akumulacji szczelinowej wystêpuj¹ g³ównie w obni¿eniu wysoczyzny morenowej na po³udnie i po³udniowy zachód od Mi³om³yna i Bynowa. Formy o wrzecionowatym za- rysie, zbudowane z tych osadów, wystêpuj¹ na po³udniowy zachód od Bynowa. Silnie wyd³u¿one, wa³owe nagromadzenia osadów akumulacji szczelinowej, wystêpuj¹ natomiast na po³udniowy za- chód od Mi³om³yna, gdzie w œcianie nieczynnego wyrobiska ods³ania siê struktura omawianej formy. W centralnej czêœci ods³oniêcia, w jego stropie, wystêpuje oko³o 1,0–1,5-metrowa warstwa niewysor- towanych osadów ablacyjnych, w sp¹gu z gniazdowymi nagromadzeniami ¿wirów i kamieni. Poni¿ej stwierdzono oko³o 2-metrowy pakiet ³awic piasków, o gruboœci 30–50 cm, o horyzontalnym lub sub- horyzontalnym przebiegu granic. W obrêbie ³awic dominuj¹ warstwowania przek¹tne œrednioskalowe oraz horyzontalne, ewentualnie ma³ok¹towe przek¹tne. W kierunku stropu ods³oniêcia gruboœæ ³awic piaszczystych wyraŸnie maleje do 5–10 cm. Sporadycznie ³awice piasków s¹ przedzielone cieñszymi ³awicami masywnych, ciemniejszych piasków py³owatych. Œwiadczy to o zamieraniu okresowo szyb- szych przep³ywów wód roztopowych i akumulacji drobniejszego materia³u w spokojniejszych warunkach. W niektórych miejscach zaobserwowano zafa³dowania ³awic piasków i py³ów, co mo¿e byæ wynikiem okresowych sp³ywów i osuwania materia³u w niestabilnej szczelinie, w wyniku zmian podparcia kontaktu lodowego. Piaski, mu³ki i gliny zwa³owe w sp³ywach, kemów i plateau kemowych, oraz piaski, mu³ki i i³y tarasów kemowych stwierdzono stosunkowo licznie na wschód od Mi³om³yna oraz na zachód od Zalewa, a¿ po wschodni¹ odnogê jeziora Gil Wielki. Kemy i tarasy kemowe wystêpuj¹ tak¿e w pó³nocno-wschodniej czêœci Ostródy oraz nadbudowuj¹ wysoczyznê

40 morenow¹ pomiêdzy Morlinami i Tyrowem. Na zachód od Tyrowa do pó³nocnego sk³onu wysoczyzny jest „doklejona” listwa tarasu kemowego. Du¿y taras kemowy wystêpuje tak¿e w rejonie Boguszewa w po³udniowo-zachodniej czêœci terenu arkusza. Wiêkszoœæ kemów buduj¹ piaski drobnoziarniste oraz piaski py³owate. W ich czêœci stropowej sporadycznie pojawiaj¹ siê cienkie pakiety glin zwa³owych w sp³ywach, np. w s¹siedztwie jeziora Gil Wielki. Udzia³ frakcji py³owo-i³owej jest wiêkszy w kemach usytuowanych na wschód od Mi³om³yna. W jednym z nich, wysuniêtym najbardziej na wschód, znajdowa³a siê kiedyœ kopalnia, w której wydobywano surowiec na potrzeby cegielni Emilianów w Mi³om³ynie. Wiêksze listwy tarasów kemowych wystêpuj¹ na zachód od Tyrowa, gdzie obok piasków py³owatych (otw. 66 i 67), stwierdzono obecnoœæ i³ów (glin ilastych). Taras kemowy znajduj¹cy siê na zachód od Boguszewa buduje mi¹¿szy pakiet osadów piaszczystych, w którego czêœci stropowej przewa¿aj¹ piaski drobnoziarniste i py³owate. I³y, mu³ki i piaski zastoiskowe napowierzchni terenu wystêpuj¹ w po³udniowej czêœci obszaru arkusza, w Morlinach (otw. 79). Lokalne obni¿enie powierzchni stropowej glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y wype³nia tutaj 15-metrowa seria mu³ków ilastych. Cienka seria i³ów, zalegaj¹ca w stropie glin zwa³owych, wystêpuje w profilu otworu 29 na wschód od Mi³om³yna. Przykrywa je 2-metrowa warstwa piasków drobnoziarnistych. Mu³ki i piaski zastoiskowe tego wieku stwierdzono tak¿e w profilu sondy rêcznej na po³udnie od Bynowa, w zachodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie przykrywa je jedynie cienka warstwa namu³ów holoceñskich. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (poziomu sandrowego 115,0–130,0 m n.p.m.), reprezentuj¹ starszy etap powstawania równin sandrowych. W nielicznych profilach otworów archiwalnych oraz sond mechanicznych (otw.: 29, 32, 40 i 41; punkty dok.2i5)zaobserwowano obecnoœæ izolowanych fragmentów poziomów glin zwa³owych, co wskazuje, ¿e poziom sandrowy powsta³ w wyniku na³o¿enia osadów wodnolodowcowych na starsz¹ rzeŸbê. Wody roztopowe w znacznym stopniu zniszczy³y wczeœniejsz¹ rzeŸbê i przykry³y j¹ osadami nowego poziomu wodnolodowcowego. Mi¹¿szoœæ omawianych utworów jest zmienna i waha siê od 3,0 do 9,0 m w profilach otworów 29 (Mi³om³yn) i 32 (Szel¹g), do ponad 30,0 m w profilu otworu 13 (Tabórz). W czêœci peryferycznej, po³udniowej, opisywany poziom jest nieco zniszczony i wystêpuje na wysokoœci 115,0–117,0 m n.p.m. Jest on tutaj rozcz³onkowany przez liczne g³êbokie dolinki. W rejonie Liwy i Jeziora Drwêckiego wystê- puj¹ ca³kowicie izolowane „wyspy” tego poziomu, góruj¹ce nad otaczaj¹cym terenem. Piaski, mu³ki i ¿wiry, miejscami gliny zwa³owe w sp³ywach, wodnomorenowe, powstawa³y g³ównie na kontakcie cofaj¹cego siê ladolodu i ods³aniaj¹cego siê sk³onu powierzchni sandrowej (sandru wysokiego zasypania), ³agodnie nachylonej w kierunku l¹dolodu. Najwiêksze p³aty tych osadów wystêpuj¹ pomiêdzy Mi³om³ynem i Bartê¿kiem, na zapleczu wysoko

41 po³o¿onej równiny sandrowej (otw. 25, 26 i 29; tabl. III). Do tej grupy osadów nale¿y zaliczyæ tak¿e piaski ró¿noziarniste i gliny powsta³e czêœciowo na drodze zsuwów b³otnych podczas wytapiania siê bry³ martwego lodu pomiêdzy Mi³om³ynem i Liw¹. Piaski i ¿wiry rynien subglacjalnych wystêpuj¹ w dnach i na zboczach rynien oraz przyleg³ych do nich obszarów. S¹ to osady powsta³e z wytopienia siê lodu lodowcowego konserwuj¹cego rynny. Miejscami w stropie przykrywaj¹ je utwory wodnolodowcowe z³o¿one na lodzie wype³niaj¹cym rynny. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (poziomu sandrowego 107,0–110,0 m n.p.m.), wystêpuj¹ g³ównie w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza. Ich geneza jest zwi¹zana z odp³ywem wód roztopowych z kierunku pó³nocno-zachodniego, z jeziora Jeziorak. Stanowi¹ one czêœæ pokrywy wodnolodowcowej, tzw. sandru i³awskiego. Wody roztopowe tego sandru sp³ywa³y dalej ku po³udniowi, wzd³u¿ górnego odcinka doliny Drwêcy. Niewielkie fragmenty osadów poziomu sandrowego 107,0–110,0 m n.p.n. zaobserwowano tak¿e w pó³nocno-wschodnim naro¿u obszaru arkusza, po zachodniej stronie jeziora Gil. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (poziomu sandrowego 98,0–100,0 m n.p.m.), wystêpuj¹ g³ównie w po³udniowej czêœci obszaru arkusza, gdzie tworz¹ zwarty pas osadów, rozci¹gaj¹cy siê od rejonu po³o¿onego na pó³noc od Ostródy, poprzez pó³nocne otoczenie Jeziora Drwêc- kiego, nastêpnie do okolic Samborowa i dalej na po³udnie, tworz¹c pocz¹tkowy odcinek odp³ywu pra- dolinnego górnego odcinka rzeki Drwêcy. W rejonie Samborowa osady tego poziomu sandrowego s¹ po³o¿one na wysokoœci 97,0–100,0 m n.p.m. Mi¹¿szoœæ omawianych utworów jest niewielka i waha siê od kilku do kilkunastu metrów, w profilu otworu 65 wynosi oko³o 10,0 m. Omawiane osady stwierdzono równie¿ wzd³u¿ osi jezior Bartê¿ek i Iliñsk. S¹ on zwi¹zane z kszta³towaniem siê drugiego, nieco mniejszego poziomu odp³ywu wód roztopowych. Mi¹¿szoœæ opisywanych osadów jest tu niewielka, poniewa¿ podczas odp³ywu w du¿ym stopniu dominowa³y procesy erozji. Mu³ki i piaski jeziorne wystêpuj¹ tylko przy pó³nocnej granicy terenu arkusza, na zachód od jeziora Ruda Woda, gdzie stanowi¹ zakoñczenie wiêkszej równiny jeziornej z obszaru arkusza Mor¹g (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007).

b. Czwartorzêd nierozdzielony

Piaski py³owate zwietrzelinowe (eluwialne) tworz¹ niewielkie, cienkie pokrywy, rozwiniête w stropie glin zwa³owych w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza. Ich mi¹¿szoœæ rzadko przekracza 1,0 m. Mu³ki, piaski i gliny deluwialne wykazuj¹ doœæ du¿¹ ró¿norodnoœæ litologiczn¹ w zale¿noœci od lokalnej sytuacji. Maksymalnie mi¹¿szoœæ tych osadów dochodzi do kilku metrów.

42 Piaski i ¿wiry sto¿ków nap³ywowych (proluwialne) wystêpuj¹ u wylotu suchych dolin, rozcinaj¹cych pó³nocno-zachodni sk³on wysoczyzny morenowej pomiêdzy Morlinami i Tyrowem. Piaski i ¿wiry buduj¹ dobrze widoczne w morfologii p³askie wachlarze sto¿ków, wkraczaj¹ce na równiny jeziorne w otoczeniu Jeziora Drwêckiego. Kreda jeziorna wystêpuje w dolnej czêœci profilu osadów biogenicznych, w licznych zag³êbieniach bezodp³ywowych. Obecnoœæ tych utworów zosta³a wyznaczona na podstawie danych archiwalnych zgromadzonych w Instytucie Melioracji i U¿ytków Zielonych. Kreda jeziorna licznie wystêpuje w obni¿eniach wysoczyzny morenowej na zachód od Mi³om³yna a¿ po zachodni¹ granicê obszaru arkusza. Omawiane osady czêsto s¹ przewarstwione gytiami. Ich ³¹czna mi¹¿szoœæ mo¿e dochodziæ do 8,0–10,0 m. Gytie, podobnie jak kreda jeziorna, wystêpuj¹ czêsto w sp¹gu profilu osadów biogenicznych. Ich obecnoœæ stwierdzono g³ównie na podstawie danych archiwalnych, ale tak¿e w oparciu o przeprowadzone prace terenowe. W obrêbie równin jeziornych, przylegaj¹cych od po³udnia do Jeziora Drwêckiego, w punkcie dokumentacyjnym 12, nad piaskami odnotowano 47-centymetrow¹ warstewkê gytii jeziornych, przy- krytych torfami o mi¹¿szoœci 65 cm. W obrêbie gytii wykonano badania ostrakodologiczne i palinologiczne, te ostatnie obejmuj¹ce równie¿ sp¹gow¹ czêœæ warstwy torfów. Na podstawie badañ ostrakodologicznych wykazano obecnoœæ tylko jednego gatunku ma³¿oraczka s³odkowodnego Candona neglecta Sars. Jest to gatunek zimny, stenotermiczny (zdolny do bytowania tylko w w¹skim zakresie temperatur), który zasiedla zarówno strefê litoraln¹, jak i profundaln¹ jezior, i mo¿e byæ wskaŸnikiem zimnego klimatu (Krzymiñska, 2009). Sedymentacja osadów mia³a miejsce w p³ytkim, oligotroficznym zbiorniku s³odkowodnym. Pe³niejszych danych dostarczy³y wyniki badañ palinologicznych (Miotk-Szpiganowicz, 2009). Powstawanie gytii ilastych i wêglanowych (112–65 cm) odbywa³o siê w warunkach zimnego klimatu, przy panowaniu luŸnych lasów brzozowo-sosnowych (fig. 1 — Pinus i Betula). Osady zapiaszczonych gytii ilastych (112–102 cm) tworzy³y siê w zimnym i najprawdopodobniej oligotroficznym zbiorniku wodnym. Wskazuje na to obecnoœæ cenobiów zielenicy Pediastrum, przy braku jakichkolwiek roœlin wodnych. Na brzegach zbiornika wystêpowa³y zbiorowiska roœlinnoœci zielnej, tworzone g³ównie przez trawy (Gramineae), turzyce (Cyperaceae) i paprocie (Filicales). W trakcie akumulowania gytii wêglanowych (102–65 cm) udzia³ roœlinnoœci zielnej w tworzeniu zbiorowisk roœlinnych by³ wyraŸnie mniejszy, co byæ mo¿e œwiadczy³o o zmianie obszaru zbiornika (Miotk- -Szpiganowicz, 2009). Rozpoczêcie sedentacji osadów torfowych (66–0 cm), wi¹za³o siê z wyraŸnym polepszeniem warunków klimatycznych. Wskazuje na to zarówno zwiêkszenie roli lasów sosnowych (Pinus) jak równie¿ pojawienie siê pa³ki d³ugolistnej (Typha latifolia Linnaeus). Zbiorowiskiem

43 Fig. 1. Diagram py³kowy w punkcie dokumentacyjnym 12 (Miotk-Szpiganowicz, 2009)

PB — okres preborealny, MD — m³odszy dryas; jednostki skali zaznaczone na czarno oznaczaj¹ dziesi¹tki procentów, na bia³o — dziesiêtne czêœci procentów torfotwórczym by³a roœlinnoœæ szuwarowa (Cyperaceae, Typha latifolia Linnaeus) (Miotk-Szpiga- nowicz, 2009). WyraŸna granica pomiêdzy gytiami a torfami mo¿e œwiadczyæ o istnieniu niewielkiego hiatusu, ale równie dobrze mo¿e byæ wynikiem szybkiego zarastania zbiornika wodnego. Gytie ilaste rejestruj¹ pocz¹tkowy okres tworzenia siê zbiornika wodnego, natomiast jego pe³en rozwój mo¿na wi¹zaæ z okresem osadzenia siê warstwy gytii wêglanowych. Ich akumulacja zakoñ- czy³a siê prawdopodobnie u schy³ku plejstocenu, w m³odszym dryasie. Na prze³omie plejstocenu i holocenu poprawi³y siê zdecydowanie warunki klimatyczne i nast¹pi³o sp³ycenie zbiornika, co da³o pocz¹tek akumulacji torfów. Z przedstawionych wy¿ej informacji wynika, ¿e martwy lód, konserwuj¹cy równole¿nikowe ramiê Jeziora Drwêckiego wytopi³ siê ju¿ w póŸnym glacjale, zaœ wody wype³niaj¹ce misê œwie¿o utwo- rzonego jeziora sp³ywa³y na po³udnie, co potwierdza opinie Wiœniewskiego i Noryœkiewicz (1971), któ- rzy wskazywali na póŸnoglacjalny wiek górnego odcinka doliny Drwêcy na po³udnie od Samborowa.

c. Holocen

Piaski eoliczne stwierdzono jedynie lokalnie w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza w rejonie Samborowa. Powsta³y one prawdopodobnie w wyniku przewiewania osadów poziomu sandrowego 107,0–110,0 m n.p.m. i transportu materia³u piaszczystego w kierunku wschodnim. Piaski i ¿wiry rzeczne den dolinnych wype³niaj¹ g³ównie dolinê rzeki Drwêcy w rejonie Samborowa oraz doliny rzeki Liwy i dwóch cieków uchodz¹cych do Jeziora Morliny.

44 W dolinie rzeki Drwêcy wystêpuj¹ g³ównie piaski drobnoziarniste, miejscami z rozproszon¹ substancj¹ organiczn¹. Ich mi¹¿szoœæ jest niewielka, rzadko przekracza 2,0 m. Dolinê rzeczn¹ Liwy, obecnie przekszta³con¹ w Kana³ Elbl¹ski, oraz dolinê jej prawego dop³ywu, równie¿ wype³niaj¹ piaski rzeczne drobnoziarniste, miejscami s¹ one humusowe. Podobne osady wystêpuj¹ w dnie doliny cieku ³¹cz¹cego jezioro Szel¹g Wielki i Jezioro Pauzeñskie (odcinek Kana³u Ostródzkiego). Doliny dwóch niewielkich cieków, uchodz¹cych do Jeziora Morliny, wype³niaj¹ piaski ró¿noziarniste, miejscami z niewielk¹ domieszk¹ ¿wirów. Piaski i mu³ki jeziorne tworz¹ obszary równinne, towarzysz¹ce wiêkszym zbiornikom jeziornym. Najwiêksze powierzchnie zajmuj¹ wokó³ Jeziora Drwêckiego, szczególnie w jego po³u- dniowym obrze¿u. Liczne sondy rêczne wykaza³y obecnoœæ piasków drobnoziarnistych, namu³ów piaszczysto-mu³kowych, z przewarstwieniami namu³ów py³owato-ilastych. W osadach tych czêsto wystê- puje rozproszony detrytus lekko zwêglonych fragmentów roœlin. Drobnopiaszczyste osady jeziorne wystê- puj¹ tak¿e wzd³u¿ niektórych odcinków linii brzegowej jezior Ruda Woda, Bartê¿ek, Iliñsk i innych. Piaski humusowe, miejscami namu³y piaszczysto-humusowe, den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych rozpoznano w kilku miejscach na obszarze arkusza. Pojedyncze nieckowate zag³êbienia, wype³nione piaskami humusowymi, wystêpuj¹ na po³udniowy wschód od jeziora Bartê¿ek oraz na po³udnie od Kana³u I³awskiego, w pobli¿u zachodniej granicy terenu arkusza. Piaski humusowe stwierdzono równie¿ w niewielkich formach dolinnych na zachód od Zalewa, a tak¿e w pó³nocno-wschodniej czêœci Ostródy. Namu³y piaszczyste i namu³y py³owate den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych wystêpuj¹ powszechnie na terenie arkusza, wype³niaj¹c zag³êbienia w obrêbie glin zwa³owych, buduj¹cych wysoczyznê morenow¹. S¹ to bardzo ró¿norodne osady, najczêœciej drobnoziarniste, py³owato-piaszczyste, rzadziej py³owato-ilaste, miejscami ze znaczn¹ domieszk¹ humusu, substan- cji organicznej. Niecki wype³nione ró¿nego typu namu³ami wystêpuj¹ na pó³noc od Bynowa i Mi³om³yna. Namu³y torfiaste rozpoznano w kilku miejscach w pó³nocnej czêœci terenu arkusza, gdzie wystêpuj¹ w niedu¿ych zag³êbieniach bezodp³ywowych. Mi¹¿szoœæ tych osadów jest niedu¿a, rzadko przekracza 2,0 m. Torfy. Akumulacja biogeniczna torfów stanowi³a koñcowy etap cyklu sedymentacyjnego w licznych zag³êbieniach bezodp³ywowych lub okresowo przep³ywowych na obszarze arkusza. Ich mi¹¿szoœæ na ogó³ jest niedu¿a, jednak miejscami waha siê od 1,8 do 3,0 m, np. w rejonie po³o¿onym na zachód od Mi³om³yna, a¿ po zachodni¹ granicê terenu arkusza. Mi¹¿szoœæ kredy pisz¹cej i gytii podœcielaj¹cych torfy jest znacznie wiêksza, czêsto przekracza 6,0–7,0 m. W torfowisku po³o¿onym oko³o 1 km na po³udniowy wschód od miejscowoœci Tarda wystêpuje seria ró¿norodnych gatunków torfów, których mi¹¿szoœæ wynosi 4,0 m.

45 Na podstawie przytoczonych wczeœniej wyników badañ palinologicznych, mo¿na wnioskowaæ, ¿e zbiorowiska torfotwórcze zaczê³y tworzyæ siê ju¿ na prze³omie plejstocenu i holocenu (Miotk- -Szpiganowicz, 2009).

B. TEKTONIKA I RZEBA POD£O¯A CZWARTORZÊDU

Budowê geologiczn¹ i ukszta³towanie powierzchni podczwartorzêdowej przedstawiono na szkicu geologicznym odkrytym (tabl. V), opracowanym na podstawie profili otworów wiertniczych. Pomocna by³a równie¿ interpretacja profili elektrooporowych, jednak ich niewielki kilometra¿ ogra- niczy³ ich przydatnoœæ. Obszar arkusza Ostróda jest po³o¿ony w po³udniowej czêœci syneklizy peryba³tyckiej. Pod³o¿e krystaliczne w otworze Olsztyn IG 2, zlokalizowanym w miejscowoœci Bramka (Modliñski, 1977) na obszarze s¹siedniego arkusza Mor¹g (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007), nawiercono na g³êbokoœci 2748,2 m (120,0 m n.p.m.). Wy¿ej wystêpuj¹ utwory dolnopaleozoiczne reprezentowane przez ska³y kambru, ordowiku i syluru, w stropie z cienk¹ intruzj¹ ska³ magmowych. Mi¹¿szoœæ tego kompleksu wynosi 592,0 m (Modliñski, 1977). Kompleks cechsztyñsko-mezozoiczny buduj¹ osady cechsztynu, triasu, jury i kredy. Mi¹¿szoœæ osadów kredy górnej wynosi 465,0 m, a kredy dolnej — jedynie 7,0 m. Ska³y kredy górnej w profilu Olsztyn IG 2 reprezentuj¹ osady piêter: cenomanu, turonu, koniaku, santonu, kampanu i mastrychtu, którego szacunkowa mi¹¿szoœæ wynosi oko³o 130,0 m (Jaskowiak- -Schoeneichowa, 1977). Profil ten koñczy w stropie cienka warstwa utworów paleocenu dolnego (mi¹¿sz. 28,0 m). Powy¿ej le¿y 46-metrowa seria utworów oligocenu i 53-metrowa warstwa utworów miocenu. Mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdu zosta³a oszacowana na 150,0 m (Marek, 1977). Pod³o¿e czwartorzêdu na przewa¿aj¹cej czêœci obszaru arkusza buduj¹ utwory paleogenu, które w formie klinu, wkraczaj¹ na obszar arkusza od pó³nocnego zachodu i rozci¹gaj¹ siê od Bartê¿ka, poprzez Tardê a¿ po Szel¹g. Wychodnie paleocenu otacza pas nierozdzielonych utworów eocenu i oligocenu. Rzêdne ukszta³towania stropu powierzchni podczwartorzêdowej w granicach obszaru arkusza wynosz¹ od 120,0 m p.p.m. do 120,0 m n.p.m. Najni¿ej pod³o¿e czwartorzêdu stwierdzono w œrodkowej i pó³nocnej czêœci terenu badañ (110,0–120,0 m p.p.m.), gdzie tworzy nieckowat¹ depresjê z obu stron ograniczon¹ uskokami przypuszczalnymi o orientacji NW–SE, kontynuuj¹cymi siê w kierunku pó³nocno- -zachodnim na obszar arkusza Mor¹g (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007). Generalnie zachodnia i cen- tralna czêœæ omawianego terenu odznacza siê ma³o urozmaicon¹ rzeŸb¹. We wschodniej czêœci obszaru arkusza (Ostróda–jez. Szel¹g Wielki) jest widoczna elewacja pod³o¿a (0,0–30,0 m n.p.m.), co mo¿e œwiadczyæ o zró¿nicowanej dzia³alnoœci egzaracyjnej l¹dolodu, przypuszczalnie zwi¹zanej z obecnoœci¹ dyslokacji o orientacji NNW–SSE. Omawian¹ elewacjê buduj¹ utwory miocenu. Osady te wystêpuj¹

46 tak¿e w pod³o¿u w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza Ostróda, gdzie wznosi siê ono na wysokoœæ 120,0 m n.p.m. (107,0 m n.p.m. w otw. 79). Wysokie zaleganie oraz ukszta³towanie pod³o¿a w tej czêœci terenu, s¹ wynikiem procesów glacitektonicznych, o czym œwiadcz¹ du¿e mi¹¿szoœci skomprymowanych poziomów morenowych, rozpoznanych w profilach otworów wiertniczych w brze¿nej czêœci wysoczyzny Pojezierza I³awskiego. Rozwój deformacji glacitektonicznych móg³ byæ stymulowany obecnoœci¹ subrównole¿nikowych dyslokacji. Na ich obecnoœæ pomiêdzy Ostród¹ i Olsztynem wskazywa³ ju¿ Graniczny (1991). Przy rozpatrywaniu ukszta³towania i genezy powierzchni podczwartorzêdowej na obszarze arkusza Ostróda, nale¿y pamiêtaæ, ¿e stanowi ona przedpole potê¿nej elewacji Garbu Lubawskiego, zwieñczonej miêdzylobow¹ moren¹ spiêtrzon¹ Góry Dylewskiej (ark. Lubawa — Ga³¹zka, 2009, 2012b). Ró¿nice w mi¹¿szoœci osadów kompleksu zlodowaceñ œrodkowopolskich wyraŸnie œwiadcz¹ o znacz¹cym wynoszeniu tej elewacji co najmniej od schy³ku zlodowaceñ po³udniowopolskich (Ga³¹zka, 2009, 2012b). Interpretacja licznych danych geofizycznych i wiertniczych wskazuje, ¿e kul- minacja Góry Dylewskiej by³a szczególnie silnie kszta³towana w strefie kontaktu lobów wiœlanego i warmiñskiego podczas ostatniego zlodowacenia (Ga³¹zka i in., 2009). Generalnie ca³a struktura Garbu Lubawskiego powstawa³a na drodze odk³uwania, przemieszczania i silnego spiêtrzania ska³ pod³o¿a w centralnej czêœci tego masywu. Dotyczy to g³ównie po³udniowej i po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza Lubawa, gdzie deniwelacje pod³o¿a przekraczaj¹ 200,0 m (Ga³¹zka, 2009, 2012b). Warto zatem zastanowiæ siê nad uwarunkowaniami, wp³ywaj¹cymi na kszta³towanie zrêbów rzeŸby pod³o¿a czwartorzêdu w rejonie Warmii i zachodnich Mazur. W g³êbokim (przedordowic- kim) pod³o¿u tego rejonu wystêpuj¹ wyd³u¿one depresje i elewacje, zorientowane wzd³u¿ kierunku NNW–SSE. Orientacja ta odzwierciedla kierunki g³ównych fotolineamentów, pokrywaj¹cych siê z kierunkami regionalnych roz³amów przedalpejskich (Ga³¹zka i in., 2006b). Silne zró¿nicowanie morfologiczne i strukturalne powierzchni podczwartorzêdowej na obszarze tzw. warmiñskiej prowincji paleogeograficznej dostrzeg³ te¿ Morawski (2005). Mo¿na zatem przyj¹æ, ¿e deformacje i zaburzenia glacitektoniczne w tym rejonie mog¹ byæ zwi¹zane z aktywnoœci¹ neotektoniczn¹ g³êbszego pod³o¿a (Ga³¹zka i in., 2006b).

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Na pocz¹tku paleogenu na obszarze arkusza trwa³a jeszcze akumulacja w p³ytkim zbiorniku mor- skim, osadza³y siê piaski kwarcowe z glaukonitem, piaskowce i margle paleocenu (tab. 3). Rejon arkusza Ostróda znajdowa³ siê wewn¹trz rozleg³ej strefy subsydencji zbiornika morskiego. Pod koniec paleocenu nast¹pi³o wycofanie siê morza z terenu Ni¿u Polskiego. Górna granica paleocenu w tym rejonie jest granic¹ erozyjn¹ (Piwocki, 2004). W profilu otworu 38 (Pi³awki), na osadach paleocenu,

47 Tabela 3 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia

Utwory Procesy geologiczne Piêtro (opis litologiczny) System Oddzia³ Podpiêtro

Torfy — Q Akumulacja organiczna th Namu³y torfiaste — Q nht Namu³y piaszczyste i namu³y py³owate den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych — Q nhp Akumulacja mineralno-organiczna w dolinach rzecznych i zag³êbieniach Piaski humusowe, miejscami namu³y piaszczysto-humusowe, bezodp³ywowych den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych — Q phh

Piaski i mu³ki jeziorne — li Q Akumulacja jeziorna pm h

Holocen Piaski i ¿wiry rzeczne den dolinnych — f Q Akumulacja rzeczna p¿ h Piaski eoliczne — eQ Akumulacja eoliczna p h

Gytie — Q gy Akumulacja jeziorna Kreda jeziorna — Q kj Piaski i ¿wiry sto¿ków nap³ywowych (proluwialne) — Akumulacja rzeczna s p¿ Q

Mu³ki, piaski i gliny deluwialne — d Erozja i akumulacja osadów ze zmywania mp Q i ruchów masowych oraz gromadzenie ich u podnó¿a zboczy Piaski py³owate zwietrzelinowe (eluwialne) — z Q Wietrzenie mechaniczne i chemiczne ppy glin zwa³owych

B3 Mu³ki i piaski jeziorne — li Q Akumulacja jeziorna mp p4 Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (poziomu sandrowego Erozja i akumulacja przez wody lodowcowe 98,0–100,0 m n.p.m.) — fg QB3 p¿5 p4 Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (poziomu sandrowego Akumulacja przez wody lodowcowe 107,0–110,0 m n.p.m.) — fg QB3 p¿4 p4 Akumulacja przez wody lodowcowe Piaski i ¿wiry rynien subglacjalnych — rs QB3 p¿ p4 w dnach rynien subglacjalnych

Akumulacja lodowcowa z czêœciowym Piaski, mu³ki i ¿wiry, miejscami gliny zwa³owe przemywaniem wodami lodowcowymi fgg B3 w sp³ywach, wodnomorenowe — Q 4 oraz akumulacja sp³ywowa miêdzy pm¿ p bry³ami martwego lodu Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (poziomu sandrowego Akumulacja przez wody lodowcowe 115,0–130,0 m n.p.m.) — fg QB3 p¿3 p4 Stadia³ górny b B3 Akumulacja zastoiskowa w lokalnych I³y, mu³ki i piaski zastoiskowe — Q 4 imp p zbiornikach Czwartorzêd tk B3

Zlodowacenie Wis³y Piaski, mu³ki i i³y tarasów kemowych — Q 4 Akumulacja zmienna, zastoiskowa pm p i wodnolodowcowa miêdzy bry³ami

Plejstocen martwego lodu a wysoczyzn¹ Piaski, mu³ki i gliny zwa³owe w sp³ywach, kemów Akumulacja zmienna, zastoiskowa i plateau kemowych — k QB3 i wodnolodowcowa miêdzy bry³ami pm p4 martwego lodu Piaski i ¿wiry akumulacji szczelinowej — gs QB3 Akumulacja grawitacyjna i przez wody p¿ p4 lodowcowe w szczelinach lodowca Zlodowacenia pó³nocnopolskie Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe w sp³ywach, ozów — Akumulacja przez wody p³yn¹ce w tunelu o QB3 pod lodem lub w szczelinach lodowca p¿gzw p4 Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe w sp³ywach, moren martwego Akumulacja grawitacyjna i przez wody lodu — gm QB3 lodowcowe miêdzy bry³ami martwego lodu p¿gzw p4

48 cd. tabeli 3

Piaski i ¿wiry, miejscami gliny zwa³owe, moren czo³owych Akumulacja grawitacyjna i przez wody — gc QB3 lodowcowe przed czo³em l¹dolodu p¿ p4

Gliny zwa³owe moren spiêtrzonych — gw QB3 Akumulacja lodowcowa, glacitektoniczne gzw p4 spiêtrzenie osadów Piaski i ¿wiry lodowcowe — g QB3 Akumulacja lodowcowa, wytopienie p¿ p4 materia³u skalnego z lodu lodowcowego Gliny zwa³owe z wk³adkami piasków — g QB3 Egzaracja i akumulacja lodowcowa, gzw 2 p4 glacitektoniczne spiêtrzenie osadów Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (górne) — fg QB3 Erozja i akumulacja wodnolodowcowa Stadia³ górny p¿2 p4

Gliny zwa³owe, miejscami bruk i ¿wiry — g QB3 Egzaracja i akumulacja lodowcowa gzw1 p4

I³y i mu³ki zastoiskowe — b QB3 Akumulacja zastoiskowa przed czo³em im p4 transgreduj¹cego l¹dolodu Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) — fg QB3 Akumulacja przez wody lodowcowe Zlodowacenie Wis³y p¿1 p4 Gliny zwa³owe, miejscami z wk³adkami piasków g B2 Egzaracja i akumulacja lodowcowa Zlodowacenia pó³nocnopolskie i ¿wirów oraz mu³ków i i³ów — Q gzw p4

Mu³ki i piaski zastoiskowe — b QB2 Akumulacja zastoiskowa mp p4 fg B2 Akumulacja przez wody lodowcowe Stadia³ œrodkowy Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — Q p¿ p4

Piaski i ¿wiry rzeczne, miejscami wodnolodowcowe — Erozja i akumulacja rzeczna w czasie f Interglacja³ Q - interglacja³u eemskiego, ewentualnie p¿ p34 eemski akumulacja wodnolodowcowa u schy³ku zlodowacenia Warty

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (górne) — fg QW Akumulacja przez wody lodowcowe p¿2 p3

Mu³ki zastoiskowe (górne) — b QW Akumulacja zastoiskowa m2 p3 Gliny zwa³owe, miejscami z wk³adkami piasków i i³ów Egzaracja i akumulacja lodowcowa, erozja — g QW i spiêtrzanie osadów starszych gzw p3 Warty Plejstocen Mu³ki zastoiskowe (dolne) — b QW Akumulacja zastoiskowa m1 p3 Zlodowacenie Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) — fg QW Erozja i akumulacja przez wody p¿1 p3 lodowcowe

Mu³ki zastoiskowe — b QO Akumulacja zastoiskowa m p3

Gliny zwa³owe — g QO Egzaracja i akumulacja lodowcowa gzw p3 Czwartorzêd Odry Zlodowacenia œrodkowopolskie Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg QO Akumulacja przez wody lodowcowe p¿ p3 Zlodowacenie I³y i mu³ki jeziorne z wk³adkami piasków rzeczno- Akumulacja jeziorna i rzeczno-jeziorna Interglacja³ li Z -jeziornych — Q - Zbójna im p23 fg C Akumulacja przez wody lodowcowe Piaski wodnolodowcowe — Q - p p23 wielki g C Egzaracja i akumulacja lodowcowa Liwca Gliny zwa³owe — Q - Interglacja³ gzw p23 Zlodowacenie Piaski i ¿wiry, miejscami z wk³adkami piasków py³owatych, wodnolodowcowe (górne) — fg QG Akumulacja przez wody lodowcowe p¿2 p2

I³y i mu³ki zastoiskowe — b QG Akumulacja zastoiskowa im p2

Sanu 2 Gliny zwa³owe — g QG Egzaracja i akumulacja lodowcowa, erozja gzw p2 i spiêtrzanie osadów starszych Zlodowacenie fg G Akumulacja przez wody lodowcowe Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) — Q 2 Zlodowacenia p¿1 p

po³udniowopolskie Interglacja³ I³y i mu³ki jeziorne — li QF ferdynan- im p2 Akumulacja jeziorna dowski

49 cd. tabeli 3

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg QS3 p¿ p2 Akumulacja przez wody lodowcowe Stadia³ górny Gliny zwa³owe, miejscami z przewarstwieniami piasków Egzaracja i akumulacja lodowcowa — g QS3 gzw p2 Sanu 1 fg S1 Akumulacja przez wody lodowcowe Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — Q 2 Zlodowacenie p¿ p Stadia³ dolny Gliny zwa³owe, miejscami z przewarstwieniami piasków — Egzaracja i akumulacja lodowcowa g QS1 gzw p2 f K Piaski rzeczne — Q 2 Akumulacja rzeczna Interglacja³ p p ma³opolski K I³y i mu³ki jeziorne — li Q Akumulacja jeziorna im p2

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg QN3 Akumulacja przez wody lodowcowe p¿ p2 Stadia³ g N3 Egzaracja i akumulacja lodowcowa Gliny zwa³owe — Q 2 Nidy gzw p Czwartorzêd górny Zlodowacenia po³udniowopolskie

Plejstocen fg N3 Zlodowacenie Piaski wodnolodowcowe — Q Akumulacja przez wody lodowcowe p p2 Egzaracja i akumulacja lodowcowa Erozja, spiêtrzenie osadów starszych Gliny zwa³owe, miejscami z przewarstwieniami piasków Stadia³ g A1 przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu — Q 1 Narwi dolny gzw p najstarsze Zlodowacenie Zlodowacenia I³y i mu³ki eocenu–miocenu jako kry w utworach Egzaracja i akumulacja lodowcowa, erozja plejstoceñskich — Q i spiêtrzenie osadów starszych EM- p

Mu³ki i piaski kwarcowe z wk³adkami wêgla brunatnego Akumulacja w zbiornikach jeziornych, — M lagunowych

Miocen mpQ Neogen

I³y, i³owce i piaski kwarcowe z glaukonitem — Akumulacja morska EOl+ iic Eocen+ oligocen

Paleogen Piaski kwarcowe z glaukonitem, piaskowce i margle — Akumulacja morska Pc pQpc Paleocen bez wyraŸnej niezgodnoœci k¹towej, le¿¹ osady eocenu, rozwiniête w facji piaszczysto-ilastej. Tego typu utwory znane s¹ równie¿ z oligocenu. Dopiero w oligocenie górnym dosz³o do regresji morza i powstania zbiorników œródl¹dowych, które by³y wype³niane piaskami i i³ami. W neogenie na badanym obszarze dominowa³y warunki l¹dowe, odbywa³a siê akumulacja osa- dów jeziorno-rzecznych. W zbiornikach jeziornych, lagunowych osadza³y siê piaski kwarcowe i mu³ki. Tworzy³y siê równie¿ pok³ady wêgla brunatnego. W plejstocenie dolnym trwa³y prawdopodobnie procesy erozji, jednak nie zachowa³y siê osady z tego wieku. W okresie zlodowaceñ najstarszych teren badañ zosta³ pokryty l¹dolodem, po którym pozosta³ jeden poziom morenowy. Jest on bardzo rozleg³y, po³o¿ony na stosunkowo wyrównanej wysokoœci, co wskazuje na jego du¿¹ egzaracjê ju¿ podczas tego zlodowacenia. Dowodzi tego tak¿e brak utworów miocenu na znacznej czêœci obszaru arkusza oraz brak osadów wodnolodowcowych i zastoiskowych z etapu nasuwania siê l¹dolodu. Z okresu interglacja³u augustowskiego nie zachowa³y siê ¿adne osady. Prawdopodobnie w tym czasie oddzia³ywa³y procesy erozji i denudacji.

50 L¹dolód zlodowacenia Nidy pozostawi³ jeden poziom glin zwa³owych. Po jego wycofaniu teren badañ podlega³ intensywnej erozji, rozmywaniu. W okresie tym osady podczwartorzêdowe musia³y znajdowaæ siê stosunkowo p³ytko i w wyniku erozji by³y czêsto ods³aniane i niszczone. W rozleg³ym obni¿eniu terenu w œrodkowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza (otw. 31), nagro- madzi³y siê osady o trudnej do wyjaœnienia genezie. Wstêpnie przyjêto, ¿e s¹ to osady jeziorne z bardzo du¿¹ domieszk¹ materia³u pod³o¿a. Wy¿ej osadzi³a siê seria piasków drobnoziarnistych i py³owatych, uznanych za osady rzeczne. Utwory obu tych serii odniesiono do interglacja³u ma³opolskiego. W czasie zlodowacenia Sanu 1 teren arkusza by³ dwukrotnie pokrywany l¹dolodem. Poziomy glin zwa³owych rozdzielaj¹ serie wodnolodowcowe. W okresie schy³kowym tego zlodowacenia ods³oniêty obszar znalaz³ siê w strefie oddzia³ywania klimatu umiarkowanego. W zag³êbieniach terenu trwa³a akumulacja jeziorna, a w dolinach rzecznych — erozja i akumulacja osadów rzecznych, pochodz¹cych z interglacja³u ferdynandowskiego, który wed³ug szacunków z Ferdynandowa trwa³ oko³o 40 ka lat (Mojski, 2005). Z okresem tym zosta³ powi¹zany doœæ rozleg³y poziom osadów ilasto- -py³owatych, zawieraj¹cy liczne zwêglone fragmenty szcz¹tków roœlin (otw. 13 i 31). Wymaga on jednak dalszych badañ specjalistycznych. L¹dolód zlodowacenia Sanu 2 pozostawi³ po sobie jeden poziom glin zwa³owych, któremu towarzysz¹ osady wodnolodowcowe. Osady tego wieku nie zosta³y udokumentowane petrograficznie, ich obecnoœæ przyjêto wstêpnie na podstawie sukcesji litologiczno-stratygraficznej. Lokalnie, strop poziomu morenowego przykrywa doœæ mi¹¿sza seria spoistych mu³ków zastoiskowych (otw. 13) z etapu recesji l¹dolodu zlodowacenia Sanu 2, która byæ mo¿e wyznacza po³udniow¹ granicê zasiêgu rozleg³ych zastoisk, szerzej rozwiniêtych w pó³nocnej czêœci obszaru Warmii. Marks (1995) nadaje temu poziomowi zastoiskowemu rangê poziomu korelacyjnego, poniewa¿ w Europie Zachodniej i Œrodkowej tworzy³ on szerok¹ strefê na przedpolu wycofuj¹cego siê l¹dolodu zlodowacenia Sanu 2. W interglacjale mazowieckim zachodzi³y prawdopodobnie procesy erozji i akumulacji rzecznej. Wstêpnie rozpoznano osady zlodowacenia Liwca, wskazuj¹ce na krótkotrwa³e och³odzenie. Relikty glin zwa³owych tego wieku wystêpuj¹ we wschodniej czêœci terenu arkusza. Powy¿ej poziomu tych glin stwierdzono kolejny, bardzo rozleg³y kompleks osadów ilasto-py³owatych, miejscami z licznymi, zwêglonymi szcz¹tkami roœlin. Lokalnie (otw. 31) w osadach tych pojawia siê cienka wk³adka piasków. Utwory ilasto-py³owate mog³y osadzaæ siê w du¿ym zbiorniku jeziornym, natomiast piaski przypuszczalnie reprezentuj¹ osady rzeczne. Ca³y pakiet opisywanych utworów zosta³ wstêpnie odniesiony do interglacja³u Zbójna. Charakterystyczny jest doœæ wyrównany sp¹g i strop tego kompleksu, powtarzaj¹cy siê w profilach kilku s¹siednich otworów. Osady jeziorne tego wieku rozpoznano tak¿e na obszarze arkusza Mor¹g (Sza³amacha i Trzmiel, 2006, 2007).

51 Z okresu zlodowaceñ œrodkowopolskich zachowa³ siê jeden poziom glin zwa³owych zlodowacenia Odry i jeden — zlodowacenia Warty. W okresie tym, a szczególnie przed nasuniêciem siê l¹dolodu zlodowacenia Odry, dominowa³a erozja, po której pozosta³a doœæ mi¹¿sza seria osadów wodnolodowcowych. Miejscami sedymentacja mia³a charakter spokojniejszy i w zag³êbieniach terenu odbywa³a siê akumulacja osadów zastoiskowych. Procesy erozji i akumulacji rzecznej z okresu interglacja³u eemskiego zapisa³y swój œlad w profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo). Osady rzeczne tego wieku stwierdzono tak¿e w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza Lubawa (Ga³¹zka, 2009, 2012b), zatem prawdopodobnie wystêpuj¹ równie¿ w po³udniowej czêœci obszaru arkusza Ostróda, ko³o Samborowa. Na podstawie zebranych danych mo¿na przypuszczaæ, ¿e teren badañ zosta³ trzykrotnie pokryty l¹dolodem zlodowacenia Wis³y. Pierwszy raz mia³o to miejsce podczas stadia³u œrodkowego (Œwie- cia), natomiast w stadiale górnym zosta³y utworzone dwa poziomy morenowe. Poziom glin zwa- ³owych stadia³u œrodkowego zachowa³ siê fragmentarycznie, na znacznym obszarze zosta³ zniszczony przez wody roztopowe zwi¹zane z ostatnim stadia³em l¹dolodu zlodowacenia Wis³y, a byæ mo¿e proces ten rozpocz¹³ siê ju¿ podczas recesji l¹dolodu stadia³u Œwiecia. Po³udniowo-wschodnia czêœæ obszaru arkusza Ostróda stanowi peryferyjn¹ czêœæ wysoczyzny Garbu Lubawskiego. Generalnie, w po³udniowej i centralnej czêœci tego garbu zachowa³y siê lokalne ci¹gi moren czo³owych, utworzone podczas recesji l¹dolodu fazy poznañskiej zlodowacenia Wis³y (Ga³¹zka, 2009, 2012b; Ga³¹zka i in., 2006a). Pozosta³a czêœæ obszaru arkusza rozwija³a siê w zasiêgu oddzia³ywania ladolodu fazy pomorskiej. Na terenie badañ nie zaobserwowano dobrze rozwiniêtych ci¹gów pagórków moren czo³owych, które mog³yby dokumentowaæ maksymalny zasiêg l¹dolodu tej fazy. Na obecnym etapie rozpoznania zasiêg ten wyznacza po³o¿enie krawêdzi sedymentacyjnej kontaktu lodowego (tabl. III). Na zewn¹trz tej krawêdzi dosz³o do sypania rozleg³ych pokryw sandrowych. Najwy¿ej po³o¿ona pokrywa (115,0–130,0 m n.p.m.) stanowi najstarsz¹ powierzchniê san- drow¹. Zachodni¹ i pó³nocno-zachodni¹ krawêdŸ tej pokrywy mo¿na wiêc uznaæ za granicê zasiêgu l¹dolodu fazy pomorskiej zlodowacenia Wis³y. Rozwój rozleg³ych pokryw sandrowych wysokiego zasypania, zajmuj¹cych ca³¹ œrodkow¹, pó³nocno-wschodni¹ i wschodni¹ czêœæ terenu arkusza, wskazuje na doœæ d³ugotrwa³y postój l¹dolodu wzd³u¿ linii zasiêgu fazy pomorskiej. Na podstawie zgromadzonych danych trudno okreœliæ charakter l¹dolodu fazy pomorskiej — re- cesyjny z krótkotrwa³ymi postojami czy transgresywny. Na obszarze arkuszy Ostróda i I³awa (Ga³¹zka, 2004) zarys linii jego zasiêgu ma charakter lobalny, co sugeruje udzia³ czynnika transgre- sywnego w jego powstaniu. Recesja l¹dolodu z linii kontaktu sedymentacyjnego by³a pocz¹tkowo powolna i mia³a charakter arealny. Wskazuje te¿ na to obecnoœæ zespo³u form akumulacji szczelinowej i moren martwego lodu

52 na zachód od Mi³om³yna i po³udnie od Bynowa. O krótkiej stagnacji l¹dolodu w czasie jego recesji mog¹ œwiadczyæ moreny czo³owe w rejonie Liksajn (tabl. III). Omawiane formy kontynuuj¹ siê ku zachodowi na obszar arkusza Dobrzyki (Rabek i Narwojsz, 2008a, b). Ca³a œrodkowa, wschodnia i po³udniowo-zachodnia czêœæ obszaru arkusza Ostróda stanowi³a w czasie fazy pomorskiej obszar miêdzylobalny (pomiêdzy lobem Wis³y i lobem warmiñskim). Nie wia- domo czy wczeœniej na tym terenie nie dosz³o do utworzenia recesyjnych form czo³owomorenowych fazy poznañskiej lub starszych form fazy pomorskiej, gdy¿ ca³y obszar zosta³ przemodelowany przez wody roztopowe zwi¹zane z póŸniejszymi etapami recesji l¹dolodu fazy pomorskiej zlodowacenia Wis³y. W po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza znajduje siê fragment powierzchni sandrowej po³o¿onej na wysokoœci 107,0–110,0 m n.p.m. Stanowi on fragment tzw. sandru i³awskiego, nieco m³odszego w stosunku do sandru ostródzkiego (poziom 115,0–130,0 m n.p.m.). Wody roztopowe, które pocz¹tkowo przekszta³ci³y nieco starsz¹ rzeŸbê m³odoglacjaln¹ w œrodkowej i wschodniej czêœci obszaru arkusza Ostróda, w efekcie koñcowym ukszta³towa³y najm³odszy poziom sandrowy, g³ównie o charakterze erozyjnym. P³ynê³y one na wysokoœci oko³o 100,0 m n.p.m., wzd³u¿ równole¿nikowej odnogi Jeziora Drwêckiego i skrêca³y gwa³townie w jego zachodnim naro¿u w kierunku po³udniowym. Wody tego poziomu wp³ywa³y na teren badañ z obszaru arkusza £ukta (Jurys i WoŸniak, 2009). Mniejsze dop³ywy wód roztopowych z kierunku pó³nocnego, wzd³u¿ osi rynien jezior Bartê¿ek i Iliñsk kierowa³y siê dalej ku po³udniowej czêœci omawianego terenu. W tym czasie znaczna czêœæ bry³ martwego lodu uleg³a wytopieniu, a pochodz¹ce z nich wody zasila³y s³abn¹cy dop³yw wód roztopowych z recesyjnych moren czo³owych, po³o¿onych wówczas na pó³noc od Mor¹ga. Dokumentuj¹ to wyniki badañ palinologicznych z rejonu Jeziora Drwêckiego, wskazuj¹ce na wytapianie siê martwego lodu i akumulacjê gytii ilastych ju¿ w póŸnym glacjale (Miotk- -Szpiganowicz, 2009). Prawdopodobnie w tym czasie wytopieniu uleg³y g³ówne masy martwego lodu, dotychczas konserwuj¹ce liczne rynny subglacjalne, obecnie czêœciowo zajête przez jeziora. G³ówny etap akumulacji osadów biogenicznych przypad³ na holocen. Liczne zag³êbienia bezodp³ywowe, zajête przez mniejsze lub wiêksze jeziorka, zaczê³y stopniowo zarastaæ i wype³niaæ siê osadami organicznymi. Proces wytapiania bry³ martwego lodu, pogrzebanych w osadach wodnolodowcowych zakoñ- czy³ siê na prze³omie okresu borealnego i atlantyckiego (Wiœniewski i Noryœkiewicz, 1971). Wp³yw na tak¹ sytuacjê mia³y niew¹tpliwie lokalne warunki hydrologiczne i obecnoœæ warstwy mineralnej izoluj¹cej martwy lód. Proces tworzenia osadów sto¿ków nap³ywowych i deluwialnych, zapocz¹tkowany u schy³ku plejstocenu, trwa do dnia dzisiejszego. Ostatnim etapem kszta³towania siê rzeŸby terenu jest dzia³al- noœæ gospodarcza cz³owieka (rozbudowa wiêkszych oœrodków miejskich i sieci dróg). Jedn¹ z wa- ¿niejszych inicjatyw gospodarczych na omawianym terenie by³a budowa Kana³u Elbl¹skiego.

53 IV. PODSUMOWANIE

Zrealizowany zakres prac pozwoli³ na dok³adniejsze rozpoznanie budowy geologicznej obszaru arkusza Ostróda. Analiza archiwalnych profili otworów wiertniczych (g³ównie poszukiwawczych za wêglem brunatnym) oraz profilu otworu kartograficznego 16 (Bynowo) wykaza³a obecnoœæ ró¿nych pozio- mów morenowych, które czasami trudno ze sob¹ skorelowaæ. Rozpoznano poziom glin zwa³owych zlodowacenia Narwi o du¿ym regionalnym rozprze- strzenieniu, wyrównanym po³o¿eniu stropu i sp¹gu. Utwory miocenu nie wystêpuj¹ pod omawianym poziomem, co œwiadczy o znacznej sile egzaracji l¹dolodu ju¿ podczas tego zlodowacenia. Na- stêpne l¹dolody, które wkracza³y na obszar arkusza, nieznacznie tylko modyfikowa³y ogólny kszta³t powierzchni podczwartorzêdowej. Przewa¿aj¹ca czêœæ pod³o¿a by³a kszta³towana przez egzaracjê, jedynie w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza — tak¿e przez procesy glacitektoniczne. W ramach realizowanych prac wykazano obecnoœæ trzech kompleksów osadów ilasto-py³owato- -drobnopiaszczystych, wstêpnie zinterpretowanych jako osady interglacjalne. W celu dok³adniejszego rozpoznania tych utworów nale¿y jednak wykonaæ rdzeniowane otwory badawcze i przeprowadziæ badania biostratygraficzne i litologiczne. Niedostateczne jest równie¿ rozpoznanie osadów zlodowaceñ œrodkowopolskich. Profil otworu kartograficznego 16 nie dostarczy³ dok³adnych danych petrograficznych na temat liczby poziomów morenowych w tym okresie. Mog³y mieæ na to wp³yw tak¿e póŸniejsze procesy erozyjne. Dalsze, bardziej szczegó³owe badania osadów zlodowacenia Wis³y powinny uzupe³niæ wiedzê dotycz¹c¹ liczby poziomów morenowych, ich stratygrafii, a tak¿e przebiegu zdarzeñ w okresie tego zlodowacenia. Interesuj¹cym zagadnieniem jest paleogeografia obszaru arkusza podczas stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Cech¹ charakterystyczn¹ tego rejonu jest kilkukrotne oddzia³ywanie wód roztopowych (rozmywanie, akumulacja). Efektem powtarzania siê tych procesów jest rozcz³onkowanie starszych powierzchni sandrowych i pozostawienie jej fragmentów w postaci izolowanych ostañców. To zagadnienie mo¿e zostaæ dok³adniej rozwi¹zane tylko w nawi¹zaniu do obszarów s¹siednich arkuszy (£ukta, Lubawa, I³awa, Mor¹g, Dobrzyki). Dok³adniejszych badañ wymaga zatem ustalenie przebiegu zdarzeñ geologicznych u schy³ku fazy poznañskiej oraz w trakcie fazy pomorskiej zlodowacenia Wis³y.

Gdañsk, 2009

54 LITERATURA

Jañczak J. (red.), 1997 — Atlas jezior Polski. Jeziora zlewni Przymorza i dorzecza dolnej Wis³y. Bogucki Wyd. Nauk., Poznañ. Ciuk E., 1970 — Schematy litostratygraficzne trzeciorzêdu Ni¿u Polskiego. Kwart. Geol., 14, 4: 754–765. Ciuk E., 1971 — Dokumentacja wyników wierceñ geologiczno-poszukiwawczych z³ó¿ wêgli brunatnych w rejonie olsztyñskim. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Ciuk E., 1972 — Syntetyczny profil stratygraficzny utworów trzeciorzêdowych rejonu olsztyñskiego. Kwart. Geol., 16, 4: 1029–1031. Ciuk E., 1974 — Schematy litostratygraficzne paleogenu Polski poza Karpatami i zapadliskiem przedkarpackim. Biul. Inst. Geol., 281: 7–40. Dadlez R., Dayczak-Calikowska J., Dembowska J., Jaskowiak-Schoeneichowa M., Marek S., Szyperko-Œliwczyñska A., Wagner R., 1976 — Pokrywa permsko-mezozoiczna w zachodniej czêœci syneklizy peryba³tyckiej. Biul. Inst.Geol., 270. Dadlez R., Marek S., 1997 — Rozwój basenów permu i mezozoiku. Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153. Galon R., 1947 — Przegl¹dowa Mapa Geologiczna Polski 1:300 000, ark. Toruñ, wyd. A. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Galon R., 1968a — Ewolucja sieci rzecznej na przedpolu zanikaj¹cego l¹dolodu ostatniego zlodowacenia w Polsce. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74. Galon R., 1968b — Przebieg deglacjacji na obszarze Peribalticum. W: Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74. Galon R., 1972 — G³ówne etapy tworzenia siê Ni¿u Polskiego. W: Geomorfologia Polski. 2. PWN, Warszawa. Galon R., Pacowska J., 1953 — Przegl¹dowa Mapa Geologiczna Polski 1:300 000, ark. Toruñ, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. Ga³¹zka D., 2004 — Badania eratyków przewodnich z glin zwa³owych w s¹siedztwie strefy miêdzylobowej, rejon I³awy (pó³nocna Polska). 11. Konf. „Stratygrafia Plejstocenu Polski”: 37–39. Supraœl 30 sierpnia–03 wrzeœnia. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Ga³¹zka D., 2009 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lubawa (211). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Ga³¹zka D., 2012a — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. I³awa (210). Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny] Ga³¹zka D., 2012b — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Lubawa (211). Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny] Ga³¹zka D., Kusiñski J., Marks L., 1998 — Próba rewizji zasiêgu ladolodu zlodowacenia Wis³y w po³udniowo- -zachodniej czêœci Mazur. 5. Konf. „Stratygrafia plejstocenu Polski”: 21–23. Iznota 1–4 wrzeœnia. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Ga³¹zka D., Marks L., Morawski W., 2006a — Maksymalny zasiêg l¹dolodu zlodowacenia Wis³y w po³udniowo- -zachodniej czêœci Mazur. 13. Konf. „Stratygrafia plejstocenu Polski”: 14–19. Maróz 4–8 wrzeœnia. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

55 Ga³¹zka D., Marks L., Morawski W., 2006b — Struktury wg³êbne i ukszta³towanie pod³o¿a plejstocenu po³udniowej Warmii i zachodnich Mazur. 13. Konf. „Stratygrafia plejstocenu Polski”: 9–11. Maróz 4–8 wrzeœnia. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Ga³¹zka D., Rychel J., Krysiak Z., 2009 — Struktury glacitektoniczne a dynamika l¹dolodu zlodowacenia Wis³y na zachodnim sk³onie Garbu Lubawskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 194: 27–34. Grabowska I., 1974 — Stratygrafia osadów paleogeñskich na Ni¿u Polskim w œwietle badañ mikroflorystycznych. Biul. Inst. Geol., 281: 85–88. Giel D., 2005 — Wyniki badañ mikropaleontologicznych próbek osadów z otworów wiertniczych: Wyspa Borowiec, Piotrkowo, Zatyki. Ark. Dobrzyki (172) Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000. Arch. Przeds. Hydrogeol., Gdañsk. Graniczny M., 1991 — Mo¿liwoœci wykorzystania fotolineamentów do oceny sejsmicznego zagro¿enia terenu. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 365: 5–46. Graniczny M., Doktór S., Kucharski R., 1995 — Sprawozdanie z opracowania mapy liniowych elementów strukturalnych Polski 1:200 000 i 1:500 000 na podstawie kompleksowej analizy komputerowej zdjêæ geofizycznych i teledetekcyjnych. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Jaskowiak-Schoeneichowa M., 1977 — Kreda górna. W: Olsztyn IG 1, Olsztyn IG 2 (Modliñski Z., red.). Profile G³êb. Otw. Wiertn., 39. Jurys L., WoŸniak T., 2009 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. £ukta (174). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Kenig K., 2009 — Litologia glin morenowych na Ni¿u Polskim – podstawowe metody badawcze. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 437: 1–57. Kociszewska-Musia³ G., Kosmowska-Ceranowicz B., 1973 — Nowe znalezisko m³odotrzeciorzêdo- wych ¿wirów i piasków kwarcowych ko³o Ostródy. Prz. Geol., 21, 12: 641–643. Kondracki J., 1952 — Uwagi o ewolucji morfologicznej Pojezierza Mazurskiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 65: 552–574. Kondracki J., 1972 — Nizina staropruska i Pojezierze Mazurskie. Geomorfologia Polski. 2. Czêœæ regionalna. Ni¿ Polski. PWN, Warszawa. Kondracki J., 2002 — Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Kondracki J., Pietkiewicz S., 1967 — Czwartorzêd pó³nocno-wschodniej Polski. W: Czwartorzêd Polski (Galon R., Dylik J., red.): 206–258. PWN, Warszawa. Krzymiñska J., 2009 — Ekspertyza malakologiczno-ostrakodologiczna 12 próbek z profilu sondy torfowej pobranej w rejonie Tyrowo-zachód (ark. SMGP Ostróda). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Lisicki S., 2003 — Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis³y. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 177. £yczewska J., 1958 — Stratygrafia paleogenu i neogenu Polski pó³nocnej. Kwart. Geol., 2, 1: 127–155. Makowska A., 1978 — Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, ark. I³awa, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. Makowska A., 1979 — Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, ark. I³awa, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. Makowska A., 1980 — Objaœnienia do Mapy Geologicznej Polski 1:200 000, ark. I³awa. Inst. Geol., Warszawa. Marek S., 1977 — Czwartorzêd. Profil litologiczno-stratygraficzny otworu wiertniczego Olsztyn IG 2. W: Olsztyn IG 1, Olsztyn IG 2 (Modliñski Z., red.). Profile G³êb. Otw. Wiertn., 39. Marciniak W., 1966 — Dokumentacja badañ geoelektrycznych. Temat: PGR Morliny. Arch. BIPR.

56 Marks L., 1980 — Pod³o¿e i stratygrafia osadów czwartorzêdowych w SW czêœci Pojezierza Mazurskiego. Kwart. Geol., 24, 2: 361–376. Marks L., 1984 — Zasiêg l¹dolodu zlodowacenia ba³tyckiego w rejonie D¹brówna i Uzdowa (zachodnia czêœæ Pojezierza Mazurskiego). Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 28: 133–176. Marks L., 1995 — Correlation of the Middle Pleistocene ice-dam lacustrine sediments in the Lower Vistula and the Lower Elbe regions. Acta Geol. Pol., 45 (1–2): 143–152. Miotk-Szpiganowicz G., 2009 — Ekspertyza palinologiczna 8 próbek z profilu sondy torfowej pobranej w rejonie Tyrowo-zachód (ark. SMGP Ostróda). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Modliñski Z. (red.), 1977 — Olsztyn IG 1, Olsztyn IG 2. Profile G³êb. Otw. Wiertn., 39. Mojski J.E., 2005 — Ziemie polskie w czwartorzêdzie. Zarys morfogenezy. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Morawski W., 2005 — Warmiñska prowincja paleogeograficzna plejstocenu (pó³nocno-wschodnia Polska). Prz. Geol., 53, 6: 477–488. Morawski W., 2006 — Rynna £yny na tle geomorfologii po³udniowej Warmii. Stanowisko 9 – Kurki. W: 13. Konf. „Stratygrafia plejstocenu Polski”: 174–177. Maróz 4–9 wrzeœnia. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. M¿yk J., 2007 — Dokumentacja badañ geoelektrycznych. Temat: Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, arkusz Ostróda (173), województwo warmiñsko-mazurskie. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Pachucki C., 1961 — Moreny czo³owe ostatniego zlodowacenia na obszarze Peribaltikum. Rocz. Pol. Tow. Geol., 31, 2–4: 303–315. Pasierbski M., 1984 — Struktura moren czo³owych jako jeden ze wskaŸników sposobu deglacjacji obszaru ostatniego zlodowacenia w Polsce. UMK, Toruñ. Passega R., Byramjee R., 1969 — Grain size image of clastic deposits. Sedimentology, 13: 232–252. Pilaciñski T., 1987 — Dokumentacja badañ geoelektrycznych. Temat: Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Ostróda. Arch. BIPR. Piwocki M., 1970 — Sprawozdanie z poszukiwañ wêgli brunatnych wykonanych w 1968 r. w rejonie Ostróda-Pó³noc, woj. olsztyñskie. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Piwocki M., 2004 — Paleogen i neogen po³udniowej Warmii. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 181: 73–80. Piwocki M., 2005 — Materia³y rêkopiœmienne dotycz¹ce stratygrafii osadów trzeciorzêdu w profilach wierceñ poszukiwawczych za wêglem brunatnym na obszarze Warmii i Mazur. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB. Oddz. Geologii Morza w Gdañsku-Oliwie, Gdañsk. Przasnyska J., 2006 — Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzêdowych dla Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lubawa (211). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Rabek W., M³yñczak A., 2001 — Projekt prac geologicznych dla wykonania arkuszy Dobrzyki (172), Ostróda (173) i £ukta (174) Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1:50 000. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Rabek W., Narwojsz M., 2008a — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Dobrzyki (172). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Rabek W., Narwojsz M., 2008b — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Dobrzyki (172). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Roszkówna L., 1955 — Moreny czo³owe zachodniego Pojezierza Mazurskiego. Stud. Soc. Sci. Torunensis Sec. C, 2,2. Roszkówna L., 1956 — Zagadnienie zasiêgu stadium pomorskiego nad doln¹ Wis³¹. Stud. Soc. Sci. Torunensis Sec. C. , 3,1

57 Roszko L., 1968 — Recesja ostatniego l¹dolodu z terenu Polski. W: Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce (Galon R., red.). Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74: 65–95. Rühle E., 1968 — Pod³o¿e czwartorzêdu i jego wp³yw na rozmieszczenie i charakter osadów zlodowacenia pó³nocno- polskiego (ba³tyckiego). W: Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74: 31–34. S³odkowska B., 2006 — Wyniki badañ palinologicznych osadów trzeciorzêdowych. W: Badania litologiczno- -petrograficzne osadów czwartorzêdowych dla Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lubawa (211). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Sza³amacha B., Trzmiel B., 2006 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Mor¹g (135). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Sza³amacha B., Trzmiel B., 2007 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Mor¹g (135). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Szelewicka A., Kaulbarsz D., 2009 — Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzêdowych dla arkusza Ostróda (173). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Trzmiel B., 2006 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Boguchwa³y (136). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Uberna T., 1974 — Sytuacja utworów paleogeñskich w pó³nocnej czêœci Ni¿u Polskiego na tle ukszta³towania powierzchni pod³o¿a utworów kenozoicznych. Biul. Inst. Geol., 281: 93–103. Winter H., 2000 — Orzeczenie dotycz¹ce wyników analizy 17 próbek ze stanowiska Dobrocinek. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Wiœniewski E., 1971 — Struktura i tekstura sandru ostródzkiego oraz taras doliny górnej Drwêcy. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 83. Wiœniewski E., Noryœkiewicz B., 1971 — Zagadnienie wieku dna doliny górnej Drwêcy w œwietle analizy py³kowej. Zesz. Nauk. UMK, 26. Geografia, 8: 65–72.

58 uziarnienia, zawartoœci wêglanu wapnia sk³adu minera³ów ciê¿kich petrograficznych glin zwa³owych, zawartoœci wêglanu wapnia

Mor¹g

Olsztyn

0 2 4 6 8 km