Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski

PAŃSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY

RYSZARD KRZYSZTOF BORÓWKA, KAROL ROTNICKI

Główny koordynator Szczegółowej mapy geologicznej Polski — A. BER Koordynator regionu Dolnego Powiśla i wschodnich Mazur — A. MAKOWSKA

1:50 000

Arkusz Główczyce (11) (z 1 tab. i 2 tabl.)

WARSZAWA 2000 PRACA WYKONANA NA ZAMÓWIENIE MINISTRA ŚRODOWISKA SFINANSOWANO ZE ŚRODKÓW NARODOWEGO FUNDUSZU OCHRONY ŚRODOWISKA I GOSPODARKI WODNEJ

Redakcja merytoryczna: mgr Zofia STAŃCZAK

Akceptował do udostępniania p.o. Dyrektora Naczelnego Państwowego Instytutu Geologicznego doc. dr hab. Marek NARKIEWICZ

Redakcja techniczna, przygotowanie wersji cyfrowej: Jacek STRĄK

2 SPIS TREŚCI

I. Wstęp...... 5

II. Ukształtowanie powierzchni terenu...... 7

III. Budowa geologiczna ...... 9

A. Stratygrafia ...... 9

1. Kreda ...... 10

a. Kreda górna...... 10

2. Trzeciorzęd ...... 11

a. Paleogen ...... 11

Oligocen ...... 11

b. Neogen ...... 11

Miocen...... 11

3. Czwartorzęd...... 11

a. Plejstocen ...... 12

Zlodowacenia południowopolskie ...... 12

Interglacjał wielki...... 13

Zlodowacenia środkowopolskie...... 14

Zlodowacenie Odry...... 14

Interglacjał lubelski (?) ...... 15

Zlodowacenie Warty...... 15

Zlodowacenia północnopolskie ...... 17

Zlodowacenie toruńskie...... 17

Zlodowacenie bałtyckie ...... 17

3 Interstadiał Grudziądza ...... 17

Stadiał leszczyńsko-pomorski...... 18

c. Holocen ...... 21

B. Tektonika i rzeźba podłoża czwartorzędu...... 23

C. Rozwój budowy geologicznej...... 24

IV. Podsumowanie ...... 29

L i t e r a t u r a ...... 30

4 I. WSTĘP

Obszar objęty arkuszem Główczyce (11) Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 poło- żony jest w strefie Pobrzeża Bałtyku, na południe od jeziora Łebsko, w obrębie województwa słupskiego. Granice arkusza wyznaczone są przez następujące współrzędne: 17o15' i 17o30' długości geograficznej wschodniej oraz 54o30' i 54o40' szerokości geograficznej północnej. W obrębie omawianego obszaru znajduje się południowy fragment Niziny Gardzieńsko-Łebskiej oraz tzw. Wysoczyzna Głów- czycka, wchodząca w skład Równiny Słupskiej. Obszar arkusza Główczyce obejmuje powierzchnię około 305 km2. Niewielkie fragmenty jego północnej części są objęte ochroną i wchodzą w skład Słowińskiego Parku Narodowego, będącego Światowym Rezerwatem Biosfery. Mapa geologiczna z tekstem objaśniającym i załącznikami została opracowana przez zespół autorów z Zakładu Geologii i Paleogeografii Instytutu Badań Czwartorzędu Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza w Poznaniu pod kierunkiem dr hab. Ryszarda K. Borówki oraz prof. dr hab. Karola Rotnickiego, na podstawie „Projektu badań geologicznych” (wspólnego dla arkuszy Kluki i Główczyce) sporządzonego przez ten sam zespół autorski, a następnie zatwierdzonego decyzją Głównego Geologa Kraju w Ministerstwie Ochrony Środowiska i Zasobów Naturalnych z dnia 10 maja 1988 r. (KOPBG /015/2961/88). Prace terenowe geologiczno-zdjęciowe i dokumentacyjne przeprowadzono w latach 1988–1994. Oprócz wymienionych autorów, uczestniczyli w nich także: dr Adam Wojciechowski, dr Mieczy- sław Borówka oraz dr Zygmunt Młynarczyk. W celu udokumentowania zdjęcia geologicznego wykonano 1092 sond ręcznych przeważnie o głębokości 2,0–4,5 m, 42 otwory wiertnicą mechaniczną o głębokości 5–30 m, 31 wkopów i odsło- nięć oraz 4 wiercenia badawcze o następujących głębokościach: 102,0 m — otw. 5 (Żelazo), 200,0 m, otw. — 12 (Wierzchocino), 160,5 m — otw. 28 (Klęcino), oraz 148,0 m — otw. 74 (Grapice). Pod- czas prac dokumentacyjnych wykorzystano także dokumentacje torfowe (IMUZ) oraz istniejące wiercenia archiwalne, badawcze i hydrogeologiczne. Zostały wykonane również badania geoelek- tryczne przez Zakład Geofizyki i Geotechniki Przedsiębiorstwa Projektowo-Wykonawczego Budow- nictwa Komunikacyjnego BUDOKOM w Warszawie [37]. Ciąg sondowań geoelektrycznych, o dłu- gości około 27 km, poprowadzono wzdłuż linii przekroju geologicznego. W związku z pracami dokumentacyjnymi wykonano także: — badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzędowych obejmujące analizy uziarnienia (349 próbek), składu petrograficznego żwirów (94 próbki), składu minerałów ciężkich (78 próbek), stopnia obróbki ziarn kwarcu (115 próbki), zawartości węglanu wapnia (162 próbki) oraz składu chemicznego (84 próbki) [11]; — oznaczenia wieku metodą 14C 9 próbek utworów organicznych pochodzących z sond dokumentacyjnych [13]; — oznaczenia wieku metodą termoluminescencji [13] 18 próbek glin zwałowych pochodzących z trzech otworów kartograficznych (otw. 12 — 9 próbek, otw. 28 — 6 próbek oraz otw. 74 — 3 próbki); Niniejsze opracowanie jest pierwszym kompleksowym ujęciem budowy geologicznej okolic Główczyc, ze szczególnym uwzględnieniem osadów czwartorzędowych. Dotychczas jedynymi opracowaniami geologiczno-kartograficznymi były: Mapa geologiczna polski w skali 1:200 000, ark. Słupsk [46, 47] oraz niemiecka mapa geologiczna w skali 1:25 000 arkusze Stojentin i Glowitz [17, 20], obejmujące wschodnią część omawianego arkusza. Wydzielenia litologiczne przyjęte na wyżej wymienionych niemieckich mapach jak również ujęcie problemów stratygraficznych całko- wicie odbiegają od stosowanych w niniejszym opracowaniu. Na wschód od obszaru arkusza Główczyce znajduje się arkusz Lębork [50, 52]. Od północy omawiany teren sąsiaduje z arkuszem Kluki a od zachodu z arkuszem Smołdzino. Dla analizowanego terenu istnieje wiele opracowań dotyczących zagadnień związanych z bu- dową geologiczną podłoża mezozoicznego i paleozoicznego, a także znaczna liczba prac omawiają- cych problemy geomorfologiczne i paleogeograficzne związane z ostatnim okresem zimnym i holo- cenem. Szczególnie dużo uwagi poświęcono następującym zagadnieniom: — budowie geologicznej i wykształceniu litologicznemu utworów kenozoicznych, mezozoicznych i paleozoicznych wyniesienia Łeby [1–4, 7, 8, 21–23, 25, 35, 38, 40–42, 45, 55, 70, 84, 85]; — mezozoicznej i paleozoicznej stratygrafii i paleogeografii obszaru wyniesienia Łeby [5, 6, 26, 57, 58, 83]; — geomorfologii i paleogeografii Niziny Gardzieńsko-Łebskiej oraz Równiny Słupskiej podczas vistulianu i holocenu [9, 10, 15, 16, 18, 19, 24, 27–34, 43, 44, 48, 51, 54, 56, 59, 60–69, 71–75, 79, 81]; — wpływowi człowieka na przeobrażenia krajobrazu Niziny Gardzieńsko-Łebskiej [36, 54, 76–80, 82].

6 II. UKSZTAŁTOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Zgodnie z podziałem regionalnym Polski J. Kondrackiego (1967)1, obszar arkusza Główczyce jest położony częściowo w obrębie Wybrzeża Słowińskiego (zwanego tutaj także Niziną Gardzień- sko-Łebską) oraz Równiny Słupskiej. Na terenie tym można wyróżnić wiele jednostek morfologicz- nych. W obrębie Niziny Gardzieńsko-Łebskiej występuje r ó w n i n a t o r f o w a a w obrębie Wy- soczyzny Główczyckiej: moreny czołowe związane z fazą gardzieńską (68) lub z lokalnymi fazami postoju lądolodu, r y n n y s u b g l a c j a l n e klęcińska i będziechowska or a z d o l i n y w ó d roztopowych a także dolina Łupawy i inne (tabl. I). Nizina Gardzieńsko-Łebska, łącząca się poza obszarem badań z Pradoliną Łeby i Redy, jest po części jednym z ogniw dawnego systemu odwodnienia, jaki rozwinął się na istniejącym systemie kopalnym u schyłku ostatniego zlodowacenia [52]. Obecnie jest to obszar równiny torfowej i wy- stępuje ona na północ od krawędzi Wysoczyzny Główczyckiej, na wysokości 2,5–5,0 m n.p.m. Wysoczyzna Główczycka rozciąga się na południe od Niziny Gardzieńsko-Łebskiej i jest czę- ścią pasa wysoczyzn morenowych wchodzących w skład Pobrzeża Bałtyku. Jej wysokość podnosi się stopniowo od około 25–30 m na północy do około 80 m n.p.m w południowej części omawianego obszaru. Ponad tę powierzchnię, która ma przeważnie charakter wy s o c z y z n y m o r e - nowej pł askiej lub falistej wznoszą się wzgórza i pagórki moren czoł o- w y c h , k e m y i inne formy szczelinowe, a w południowej części wał ozu grapickiego. Oma- wiana wysoczyzna jest rozcięta systemem południkowych i równoleżnikowych dolin i rynien bę- dących śladem dawnego systemu odwodnienia z okresu zaniku ostatniego lądolodu (tabl. I). Moreny czołowe fazy gardzieńskiej występują w północnej części Wysoczyzny Główczyckiej, wzdłuż krawędzi oddzielającej ją od Niziny Gardzieńsko-Łebskiej. Mają one charakter masywnych wzgórz, z których najwyższe znajdują się na wschód od Wierzchocina (około 85 m n.p.m.) oraz w okolicach Rzuskiego Lasu (ok. 75 m n.p.m.). Moreny czołowe lokalnych faz postojowych występują w kilku miejscach na obszarze Wyso- czyzny Główczyckiej na zachód od Będziechowa, w okolicy Siodłonia, między Gorzysławiem a Je- ziorkami oraz w pobliżu Stowięcina. Wysokości względne tych form wahają się od parunastu do pa- rudziesięciu metrów. Rynna klęcińska, przebiegająca południkowo, od Damnicy na południu w kierunku Klęcina i Równa na północy, jest największą formą rynnową występującą na arkuszu Główczyce. W części południowej płynie w niej Łupawa, natomiast na północ od Równa przechodzi w rozległe, zatorfio- ne obniżenie wykorzystywane przez Pustynkę. Składa się z kilku większych basenów, wypełnionych

1 Kondracki J., 1967 — Geografia fizyczna Polski. PWN. Warszawa

7 utworami jeziorno-bagiennymi oraz z nieco wyżej położonych stref kemowo-wytopiskowych. Naj- większa z takich stref występuje pomiędzy miejscowościami Wielka Wieś i Siodłonie. Rynna będziechowska nieco słabiej zaznacza się w rzeźbie terenu. Przebiega początkowo równo- legle do rynny klęcińskiej, (od okolic Będziechowa do okolic Równa) a następnie łączy się z nią w północnej części omawianego obszaru. Dolina wód roztopowych znajdująca się w północno-wschodbiej części terenu (Wolinia – Głów- czyce) ma przebieg równoleżnikowy. Jej fragment (na zachód Wolini) znajduje się na obszarze arkusza Lębork. Występują tam wyraźne rozszerzenia, zajęte częściowo przez równiny torfowe. Niektóre z nich (np. na południowy-wschód od Rzuszcza) zajmują rozległe kotliny wytopiskowe. Wzdłuż południo- wego brzegu omawianej doliny występują wyraźne tarasy kemowe. Bezpośrednio na północ od Głów- czyc, w jej dnie, rozbudowany jest płaski s t o ż ek napł ywowy Główczyckiego Strumienia. Dolina wód roztopowych w rejonie Podole Wielkie – Wielka Wieś wykazuje wyraźną dwu- dzielność. Jej odcinek wschodni (Dargoleza – Podole Wielkie), częściowo występujący na obszarze niniejszego arkusza, a częściowo na terenie arkusza Lębork jest zorientowany południkowo. Nato- miast odcinek zachodni (Dargoleza – Wielka Wieś) o orientacji zbliżonej do równoleżnikowej, wykazuje miejscami przebieg „meandrujący". Ta część doliny ma swoją kontynuację również po zachodniej stronie rynny klęcińskiej, w kierunku Drzeżewa, gdzie jest wykorzystywana przez Łupawę. Szerokość omawianej formy jest zmienna i waha się od około 500 do 1500 m. W jej obrębie wystę- puje wyraźny poziom tarasowy (taras pięćdziesięciometrowy — Sylwestrzak [71]) nachylony ku zachodowi (występujący także w równoleżnikowym fragmencie doliny Łupawy). We wschodnim odcinku dno doliny i taras zapadają na wschód, łącząc się już poza arkuszem mapy z Pradoliną Łeby i Redy. W mineralnym dnie obu odcinków omawianej doliny występują wyraźne, izolowane przegłębienia zamaskowane obecnie przez płaskie powierzchnie torfowisk. Doliny roztopowe (Po- dole Wielkie – Wielka Wieś oraz Wolinia – Główczyce) połączone są wąskim jarem Główczyckiego Strumienia. Dolina Łupawy ma charakter poligenetyczny. Na obszarze objętym arkuszem Główczyce można w jej obrębie wyróżnić dwa odcinki: południowy (od skraju mapy do Wiatrowa), wykazują- cy orientację południkową oraz północny (od Wiatrowa do zachodniego skraju mapy) o orientacji równoleżnikowej. Jak już wspomniano, odcinek południkowy jest genetycznie związany z rynną klęcińską, natomiast odcinek równoleżnikowy jest w rzeczywistości przedłużeniem doliny wód roztopowych Podole Wielkie – Wielka Wieś. W obrębie doliny Łupawy występuje kilka poziomów tarasowych o różnej genezie, z których jedynie taras zalewowy oraz poziom wznoszący się około 5 m nad dnem doliny są związane z erozyjno-akumulacyjną działalnością Łupawy. Tarasów tych nie

8 zaznaczono na szkicu geomorfologicznym ze względu na jego skalę. Obecne dno doliny Łupawy jest wcięte w stosunku do otaczających wysoczyzn na głębokość około 35–40 m.

* * *

Głównymi rzekami na obszarze arkusza Główczyce są: Łupawa, ze swoim lewobrzeżnym dopły- wem Karżniczką (południowo-zachodnia część terenu arkusza) oraz Pustynka z prawobrzeżnym do- pływem — Główczyckim Strumieniem, odwadniającym wschodnią część arkusza wraz z systemem omówionych wyżej dolin roztopowych. Według danych z posterunku hydrologicznego w Damnie za lata 1961–80, średni przepływ Łupawy wynosi 6,64 m3/s, natomiast przepływy ekstremalne przyjmują następujące wartości: naj- wyższy zanotowany przepływ — 19,2 m3/s (kwiecień 1970) oraz najniższy zanotowany przepływ — 2,93 m3/s (wrzesień 1978). Na obszarach wysoczyznowych, szczególnie w południowej części analizowanego obszaru wystę- puje wiele niewielkich oczek polodowcowych, często tylko okresowo wypełnionych wodą. Największym zbiornikiem jest jezioro Dąbrówka o długości około 1 km i szerokości dochodzącej do około 150 m. Zajmuje ono wąską rynnę polodowcową o orientacji południkowej, położoną pomiędzy Bobrownikami a Dąbrówką. W północnej części omawianego terenu, znajdującej się w obrębie Niziny Gardzieńsko- Łebskiej, występuje gęsta sieć kanałów melioracyjnych. Warunki hydrologiczne mogą być tutaj kon- trolowane, dzięki istnieniu zastawek i przepompowni.

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

Głównym przedmiotem badań stratygraficznych przeprowadzonych w ramach niniejszego opracowania były osady czwartorzędowe, możliwe do poznania dzięki pracom zdjęciowym i dokumentacyjnym. Jednakże z tego terenu znane są również dwa otwory badawcze (otw. 1 — Żelazo i otw. 23 — Wykosowo) wykonane w 1961 roku przez Przedsiębiorstwo Poszukiwań Naftowych w Pile, dzięki którym poznano budowę geologiczną pokrywy osadowej do głębokości około 900 m. Najstarszymi skałami nawierconymi na obszarze arkusza są zielone oraz pstre iłołupki i iłowce syluru. Nie zostały one jednak tutaj przewiercone. Zalegają na głębokości poniżej 770 m w Żelazie oraz 875 m (850 m p.p.m.) w Wykosowie. Luka stratygraficzna obejmuje na omawianym obszarze dewon, karbon i perm dolny. Bezpośrednio na utworach sylurskich leżą osady permskie, których miąższość maleje na omawianym terenie ze wschodu na zachód i wynosi w Wykosowie (otw. 23)

9 około 255 m, a w Żelazie (otw. 1) 104 m. W tym samym kierunku zmienia się charakter litologiczny. W Wykosowie, na cienkiej serii piaskowców i iłowców białego spągowca leży dolomit podsta- wowy a następnie ewaporaty należące do cyklotemu Werra (około 140 m miąższości) oraz Stassfurt (około 90 m miąższości). Skały dolnego cyklotemu to przede wszystkim anhydryty i sól kamienna osiągająca tutaj miąższość około 105 m. Górny cyklotem jest reprezentowany jedynie przez anhydryty przechodzące w stropie w zapiaszczone iłowce. W Żelazie, wśród osadów cechsztynu nie pojawia się sól kamienna. Na pias-kowcach reprezentujących biały spągowiec występują dolomity z wkładkami iłowców oraz anhydryty z wkładkami dolomitów przechodzące w stropie w czyste anhydryty.

1 . Kreda

Utwory (kredy dolnej) albu środkowego i dolnego są znane jedynie z Wykosowa (otw. 23), gdzie osiągają łączną miąższość 142,0 m (253,5–395,5 m p.p.t.). Są to przeważnie szaro-zielone i miejscami ciemnoszare mułowce i iły mułowcowate, rzadziej mułowce margliste (300,0–308,0 m).

a. Kreda górna

Muł o w c e , p i a s k i i m a r g l e . Osady zaliczane do kredy górnej osiągają miąższość od 105,5 m w Wykosowie (148,0–253,5 m p.p.t.) do 265,5 m w Żelazie (151,9–417,4 m p.p.t.). Ich strop jest również znany z Gostkowa (otw. 46) oraz Skibina (otw. 63). Litologicznie są to mułowce ciemnoszare lub zielono-szare, miejscami margliste, piaski z domieszką glaukonitu oraz w stropie margle jasnoszare niekiedy z bułami krzemiennymi. Warto nadmienić, że w Wykosowie (otw. 23), na głębokości 160,0–161,9 m, w obrębie margli z bułami krzemiennymi, stwierdzono obecność piasków, glin i żwirków skał północnych. Osady te leżą 24 m poniżej spągu utworów czwartorzędowych. Są one przykryte dwunastometrową serią iłów i mułków oligocenu oraz dwunastometrową serią margli. Taka sytuacja geologiczna pozwala sądzić że być może osady trzeciorzędowe i strop kredy stanowią tutaj serię przemieszczoną glacitektonicznie (łuska, kra ?). Na obszarze arkusza Lębork w Czerwieńcu (otw. 62) stwierdzono obecność margli, piaskowców, mułowców, iłowców oraz piasków glaukonito- wych i wapnistych kredy górnej o łącznej miąższości 284 m.

10 2. Trzeciorzę d

a. Paleogen

Oligocen

Piaski, muł ki i ił y często glaukonitowe, zostały przewiercone w Żelazie (otw. 1), Gostkowie (otw. 46) i Skibinie (otw.63) a także w Wykosowie (otw. 23) gdzie prawdopodobnie sta- nowią łuskę względnie porwak glacitektoniczny. Strop osadów oligoceńskich został także nawiercony w Żelazie (otw. 5), Klęcinie (otw. 28) oraz prawdopodobnie w Grapicach (otw. 74). Stwierdzona miąższość tych utworów była wszędzie niewielka — od 7,2 m w Żelazie do 16,8 m w Gostkowie. W najpełniejszych profilach oligocenu pochodzących z Gostkowa i Skibina, spąg utworów oligoceń- skich stanowią drobnoziarniste piaski glaukonitowe zielone i ciemnozielone. Powyżej występują szaro-zielone iły i ciemnozielone mułki z cienkimi przewarstwieniami piasków.

b. Neogen

Miocen

Piaski kwarcowe, muł ki, ił y i miejscami wę giel brunatny. Osady mio- ceńskie przewiercone zostały w Żelazie (otw. 5), Klęcinie (otw. 28), Gostkowie (otw. 46) oraz Skibi- nie (otw. 63). Ich strop został także uchwycony w Wierzchocinie (otw. 11), Główczycach (otw. 17 i 18), Łojewie (otw. 39), Damnie (otw. 58), Rzechcinie (otw. 75) oraz prawdopodobnie w Górzynie (otw. 48 i 49). Najpełniej wykształcony profil utworów mioceńskich o miąższości 106 m pochodzi z Gostkowa. Występują tutaj na przemian warstwy szarych i ciemnoszarych mułków oraz jasnoszarych piasków drobnoziarnistych i pyłowatych. W stropie pojawiają się przewarstwienia silnie zwęglonych mułków oraz węgla brunatnego. Miąższe (około 75 m), lecz nieprzewiercone serie osadów mioceńskich wystę- pują także w Główczycach. Dominują tutaj zdecydowanie utwory piaszczyste z przewarstwieniami mułków węglowych w stropie.

3. Czwartorzę d

Na obszarze arkusza Główczyce osady czwartorzędowe zostały przewiercone jedynie w 15 otworach (Żelazo — otw. 1 i 5, Wierzchocino — otw. 11, Główczyce — otw. 17 i 18, Wykosowo — otw. 23, Klęcino — otw. 28, Łojewo — otw. 39, Gostkowo — otw. 46, Górzyno — otw. 48 i 49, Damno — otw. 58, Skibin — otw. 63, Grapice — otw. 74, Rzechcino — otw. 75). W wielu miejscach stwierdzono bardzo duże miąższości osadów tego wieku, przekraczające niekiedy 200 m (otw. 12 — Wierzchocino).

11 W sześciu otworach, nieprzewiercone utwory czwartorzędowe miały miąższość większą od 100 m, a w 10 otworach — większą od 70 m. Większość z tych wierceń była wykonana dla celów hydrogeologicznych, w związku z czym opis profili litologicznych jest często bardzo zgeneralizowany i uproszczony. W związku z brakiem osadów nadających się do jednoznacznego określenia wieku metodami paleontologicznymi, przy interpretacji stratygraficznej utworów plejstoceńskich wykorzystano po części wyniki badań litologiczno-petrograficznych wykonane dla arkuszy Kluki i Główczyce [11, 12] oraz w znacznej mierze wyniki oznaczeń wieku metodą 14C (zwłaszcza w odniesieniu do serii osadów vistuliańskich) [13, 14]. W minimalnym stopniu oparto się na rezultatach oznaczeń wieku glin zwało- wych metodą TL [13, 14]. A zatem, ustalenia stratygraficzne zostały w znacznej mierze oparte na kryterium paleomorfologicznym, a także na podstawie analizy położenia badanych serii oraz ich ko- relacji z obszarami sąsiednimi, w tym głównie z obszarem opracowywanego jednocześnie arkusza Kluki oraz z opracowanym już wcześniej arkuszem Lębork [50, 52].

a. Plejstocen

Zlodowacenia południowopolskie

Do utworów zlodowaceń południowopolskich zaliczono nieprzewiercone serie glacjalne wystę- pujące na znacznej głębokości w Wierzchocinie (otw. 12 — poniżej 117,5 m) oraz w Szczypkowicach (otw. 31 i 33 — poniżej 71 i 73 m) a także przewiercone osady wodnolodowcowe, podścielone brukiem i spoczywające bezpośrednio na utworach mioceńskich m. in. w Klęcinie (otw. 28 — 103,0– 127,1 m) oraz Żelazie (otw. 5 — 75,9–82,7 m). Wśród osadów tego zlodowacenia wydzielono trzy jednostki litostratygraficzne. Gliny zwał o w e . W otworze kartograficznym w Wierzchocinie (otw.12) na głębokości 179,0–200,0 m nawiercono serię glin zwałowych o nieznanej miąższości, którą zaliczono do zlodowa- ceń południowopolskich. Zawierają one miejscami przewarstwienia piasków gliniastych i żwirów z otoczakami, a na głębokości 188,5–190,0 przewarstwienie piasków drobno- i średnioziarnistych. Pod względem parametrów uziarnienia, a szczególnie obtoczenia ziarn kwarcu, są one bardzo po- dobne do glin wiązanych ze zlodowaceniami południowopolskimi na arkuszu Kluki oraz Smołdziń- ski Las [11, 12, 39]. Ponadto występują one w podobnej sytuacji geologicznej —+ w głębokim roz- cięciu podłoża czwartorzędu. Wiek omawianej warstwy glin zwałowych oznaczono metodą termoluminescencji (TL), w czterech miejscach. Uzyskano następujące wyniki: 89,0±13,4; >38,6; 86,4±13,0 oraz 89,0±13,4 tys. lat BP (UG–10022, UG–1001, UG–1000, UG–999), które jednakże w świetle danych geologicznych są trudne do zaakceptowania [13].

2 Numer laboratoryjny próbki

12 Do utworów glacjalnych związanych ze zlodowaceniami południowopolskimi zaliczono także nieprzewierconą serię glin zwałowych pojawiającą się na głębokości poniżej 71 m w dwóch otworach hydrogeologicznych ze Szczypkowic (otw. 31 i 33) oraz przynajmniej część warstwy glin o miąższości około 100 m znane z archiwalnego otworu badawczego w Wykosowie (otw. 23). Piaski, ż wiry i gliny wodnomorenowe. Utwory te nawiercone zostały w otworze kartograficznym w Wierzchocinie (otw. 12) na głębokości 120,0–179,0 m. Są to piaski różnoziarniste, zawierające miejscami wkładki słabo wysortowanych żwirów oraz cienkie przewarstwienia utwo- rów gliniastych. Przeciętnie zawierają one około 5% żwirów, nieco ponad 80% piasków oraz około 12% frakcji mułkowo-ilastej. W profilu pionowym osady te charakteryzują się dużym zróżnicowa- niem uziarnienia oraz generalnie stosunkowo słabym stopniem wysortowania [11]. Piaski i ż wiry wodnolodowcowe. Jako utwory wodnolodowcowe związane ze zlodowaceniami południowopolskimi zostały zinterpretowane serie piaszczysto-żwirowe udokumentowane w otworach kartograficznych w Żelazie (otw.5), Klęcinie (otw. 28) oraz w Grapicach (otw. 74). Se- ria ta znana jest także z otworu 46 w Gostkowie oraz 75 w Rzechcinie. Utwory te leżą bezpośrednio na osadach trzeciorzędowych i są podścielone brukiem rezydualnym. Nie jest wykluczone, że czę- ściowo mogą być one również związane z początkową fazą zlodowacenia Odry. W Klęcinie osady te znajdują się pod miąższą pokrywą piasków rzecznych zaliczonych do interglacjału wielkiego. W Gra- picach (otw. 74) utwory te zawierają przeciętnie około 14% żwirów, 78% piasków i około 8% frakcji mułkowo-ilastej [12].

Interglacjał wielki

Piaski rzeczne związane z interglacjałem wielkim zostały przewiercone w dwóch otworach badawczych — w Wierzchocinie (otw. 12) oraz Klęcinie (otw. 28). Zaliczane są do nich także serie piaszczyste znane z kilku otworów hydrogeologicznych w Rumsku (otw.14), Klęcinie (otw.16), Warblinie (otw. 29), Szczypkowicach (otw. 31 i 33), gdzie nie zostały jednak przewiercone. W Wierzchocinie występują one na głębokości od około 100 do 120 m. Są to przede wszystkim piaski średnioziarniste, dobrze wysortowane. Zawierają one najczęściej niewielką domieszkę (poniżej 5%) frakcji mułkowo-ilastej oraz znikomy udział żwirów (przeważnie poniżej 1%) [11]. Mają one tutaj niekiedy barwę zielonkawą oraz zawierają, miejscami drobne okruchy drewna (rozmywany trzeciorzęd ?). W Klęcinie występują na głębokości od 50 do 103 m. Zawierają tutaj często cienkie przewarstwienia mułków oraz warstewki napławionej materii organicznej. Niestety w obrębie omawianej serii nie stwierdzono występowania osadów nadających się do badań biostratygraficz- nych; nie można zatem wykluczyć równie prawdopodobnej interpretacji, że ich akumulacja miała miejsce w okresie ochłodzenia poprzedzającego transgresję lądolodu Odry.

13 Zlodowacenia środkowopolskie

Zlodowacenie Odry

Piaski, muł ki i ił y zastoiskowe znane są z dwóch otworów w Klęcinie (otw. 16 i 28) oraz z otworu 5 w Żelazie, zlokalizowanego na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej. Osiągają one nie- wielką miąższość — rzędu 7,5–12,0 m w Klęcinie oraz około 4 m w Żelazie. W Klęcinie są to przede wszystkim mułki ilaste z niewielką domieszką frakcji piaszczystej rzędu kilkunastu procent, natomiast w Żelazie są to piaski drobno- i bardzo drobnoziarniste z laminami oraz domieszką mułków [11]. Gliny zwał ow związane ze zlodowaceniem Odry występują dość powszechnie na obszarze znajdującym się w granicach arkusza Główczyce. Nawiercono je w trzech otworach kartograficznych: w Żelazie (otw. 5), Wierzchocinie (otw. 12) oraz Klęcinie (otw. 28). Znane są one także z wielu wierceń hydrogeologicznych: w Żelazie (otw. 1, 3 i 4), Wierzchocinie (otw. 11), Rumsku (otw. 13 i 14), Rówienku (otw.8), Klęcinie (otw.16), Siodłoniu (otw. 27), Warblinie (otw. 29), Szczypkowicach (otw. 31 i 33), Wiatrowie (otw. 38), Skibinie (otw. 63) i innych. W niektórych otworach, stanowią one prawdopodobnie wraz z młodszymi glinami zlodowacenia Warty jeden pokład o znacznej miąższości. Występują przede wszystkim w północnej części omawianego obszaru. Miejscami są prawdopodobnie zaburzone glacitektonicznie, np w rejonie Główczyc, gdzie w otworach hydrogeologicznych (otw. 17 i 18), na głębokości 25–50 m stwierdzono zupełnie inne profile litologiczne. Gliny zwało- we zlodowacenia Odry osiągają zmienną miąższość, od około kilkunastu do ponad czterdziestu me- trów. Ich spąg leży najgłębiej w północnej części omawianego terenu, na wysokości około 80 m p.p.m. w okolicach Żelaza i Wierzchocina. W części środkowej, w rejonie Warblina i Szczypkowic, leżą one natomiast znacznie wyżej, na rzędnej od 4 m p.p.m. do 6 m n.p.m. W dwóch otworach badawczych oznaczono wiek tych glin metodą TL. Dla pokładu glin z Wierzchocina (otw. 12) uzyskano daty 37,5±5,6 tys. lat BP (UG–1005) w stropie oraz 32,4±4,9 tys. lat BP (UG–1004) w spągu. Dla glin zwałowych nawierconych w Klęcinie (otw. 28) otrzymano następujące wyniki: 138,4±20,8; 138,1±20,7 oraz 175,2±26,3 tys. lat BP (UG–987, UG–986 i UG–985) [13]. Charakter litologiczno-petrograficzny omawianych glin zwałowych został określony na podstawie 42 próbek pochodzących z wierceń kartograficznych [11]. Piaski i ż wiry wodnolodowcowe przypisywane zstępującej fazie zlodowacenia Odry nawiercono w otworze badawczym w Wierzchocinie (otw. 12) oraz w kilku otworach hydrogeologicznych (między innymi w Rumsku — otw. 13 i 14 i Klęcinie — otw.16). W wielu jednak przypadkach, niemożliwe jest precyzyjne określenie pozycji stratygraficznej serii wodnolodowcowych występujących pomiędzy glinami zaliczanymi do zlodowaceń Odry i Warty. W Wierzchocinie,

14 omawiana seria wodnolodowcowa występuje na głębokości 59,0–89,8 m. Są to utwory piaszczysto- żwirowe, ku stropowi przechodzące w osady drobniejsze [11].

Interglacjał lubelski (?)

P i a s k i r z e c z n e zaliczane hipotetycznie do interglacjału lubelskiego (interstadiał Pilicy) znane są z dwóch otworów badawczych zlokalizowanych w Wierzchocinie (otw. 12) i Grapicach (otw. 74) oraz z kilku otworów hydrogeologicznych (między innymi w Żelazie — otw. 1, 3, 4 i 6; Grapicach — otw. 72 i 73; a także prawdopodobnie w Wykosowie — otw. 22 i Przebędowie — otw. 24). W Wierzchocinie (otw. 12) pojawiają się one na głębokości 51,6–59,0 m. Są to dość dobrze wysortowane piaski drobnoziarniste, pyłowate, warstwowane najczęściej przekątnie w małej skali. Za- wierają one także laminy i cienkie przewarstwienia napławionej materii organicznej, wśród której wystę- pują niekiedy okruchy bursztynu. W profilu pionowym piaski te ku górze stają się coraz drobniejsze [11].

Zlodowacenie Warty

I ł y i muł ki zastoiskowe dolne. Występowanie ich zostało stwierdzone w dwóch otworach kartograficznych, w Wierzchocinie (otw. 12) oraz w Grapicach (otw. 74). Znane są one także z otworów hydrogeologicznych w Żelazie (otw. 3 i 4) i Będziechowie (otw. 26). W Grapicach utwory te występują bezpośrednio pod glinami zwałowymi na głębokości 77,5–90,0 m i są wykształcone w postaci klasycznych iłów warwowych. Ich wiek został tutaj określony metodą TL na 157,5±23,6 tys. lat BP (UG–982) [13]. W Wierzchocinie (otw. 12) mają one również charakter iłów warwowych i tworzą warstwę o stosunkowo niewielkiej miąższości — około 2 m (od 49,5–51,6 m głębo- kości). Pod względem uziarnienia zawierają przeciętnie około 28% piasków, około 64% frakcji pylastych i 8% frakcji iłowych [11]. Piaski i ż wiry wodnolodowcowe związane ze zlodowaceniem (stadiałem ?) Warty zostały nawiercone w otworze kartograficznym w Żelazie (otw. 5). Są one także znane z pozosta- łych wierceń hydrogeologicznych wykonanych w okolicach Żelaza (otw. 2 – 4, 6), jak również z wielu innych rejonów (między innymi ze Szczypkowic — otw. 31 i 33 oraz Gostkowa — otw. 46). W Żelazie (otw. 5) występują one na głębokości od 46,0–50,0 m, a ich pozycja stratygraficzna została tutaj okre- ślona na podstawie sytuacji udokumentowanej już na arkuszu Kluki [9, 10], gdzie utwory te przykry- wają bezpośrednio osady rzeczne związane z interglacjałem lubelskim (?) (interstadiałem Pilicy ?). Gliny zwał o w e znane są z czterech wierceń kartograficznych (otw. 5, 12, 28, i 74) a także z ponad 50 hydrogeologicznych. Ich wychodnie pojawiają się miejscami na powierzchni terenu, zwłaszcza w strefach krawędziowych głębszych dolin lub rynien glacjalnych; między innymi

15 w okolicach Damna oraz Nieckowa. Omawiane gliny tworzą dość zwarty poziom, o znacznej a za- razem zróżnicowanej miąższości, wahającej się w granicach od kilkunastu do kilkudziesięciu me- trów. Najbardziej miąższy pokład tych glin stwierdzono w Żelazie, Wierzchocinie, Rumsku i Grapi- cach. Jego przynależność stratygraficzna została najlepiej określona na terenie południowej części Niziny Gardzieńsko-Łebskiej, gdzie pokład ten, częściowo zniszczony przez procesy erozyjne, znajduje się pod pokrywą piasków i żwirów wodnolodowcowych oraz oznaczonych metodą 14C piasków i mułków rzecznych i jeziornych oraz piasków rzecznych [9, 10, 13, 14]. W trzech otworach kartograficznych wiek glin oznaczono metodą TL. W Wierzchocinie (otw. 12) — na 45,1±6,8 tys. oraz 80,0±12,1 tys lat BP (UG–1007 i UG–1006); w Klęcinie (otw. 28) — na 131,4±19,7 tys. lat BP (UG–988) oraz w Grapicach (otw. 74) — na 123,3±18,5 tys. i 121,8±18,3 tys. lat BP (UG–984 i UG–983) [13]. W Wierzchocinie gliny te są wykształcona w postaci dwóch litofacji — glin bazalnych (lo- dgement till) oraz glin ablacyjnych (ablation till). Pierwsze z nich są w profilu pionowym jednolite pod względem składu mechanicznego, są one także bardziej ilaste oraz charakteryzują się ujemnie skośnymi rozkładami uziarnienia. Gliny ablacyjne odznaczają się natomiast znacznym zróżnicowaniem składu mechanicznego w profilu pionowym i zawierają przewarstwienia piaszczysto-żwirowe [11]. Ż wiry wodnolodowcowe znane są jedynie z rejonu Grapic (otw. 72–74) gdzie występują na głębokości od około 32 do 40 m, bezpośrednio na glinach zlodowacenia Warty a pod pokrywą serii utworów zastoiskowych. I ł y i muł ki zastoiskowe górne występują w rejonie Grapic (otw. 72–74) oraz w Dąb- rówce (otw. 67). W Grapicach osiągają one największą miąższość w otworze 72, gdzie pojawiają się na głębokości od 19,0 do 32,0 m. W Dąbrówce są one włożone w obniżenie rozcinające gliny zwałowe zlodowacenia Warty, osiągając tutaj 25 m miąższości (głębokość od 25,0 do 50,0 m).

* * *

Piaski i ż wiry wodnolodowcowe znane są przede wszystkim z obszarów wysoczyznowych położonych na południe od doliny wód roztopowych (Podole Wielkie – Wielka Wieś). Zo- stały one nawiercone w otworze kartograficznym w Grapicach (otw. 74) na głębokości 2,0–37,7 m. Znane są także z wierceń hydrogeologicznych w Rzechcinie (otw.75), Radosławiu (otw. 50), Stowięcinie (otw. 47), Gostkowie (otw. 46), Jeziorkach (otw. 69–71), Dąbrówce (otw. 67), Damnie (otw. 56–58), Budach (otw. 51) i innych. Ich pozycja stratygraficzna nie może być jednak precyzyjnie określona. Utwory te mogą bowiem po części pochodzić zarówno z okresu schyłku zlodowacenia Warty jak i z okresu zlodowacenia toruńskiego, czy fazy wstępującej zlodowacenia bałtyckiego.

16 Zlodowacenia północnopolskie

Zlodowacenie toruńskie

Piaski i ż wiry wodnolodowcowe stwierdzono jedynie na Nizinie Gardzieńsko- Łebskiej w okolicach Żelaza (otw. 5). Ich pozycja stratygraficzna została określona przede wszystkim na podstawie wyników badań geologicznych jakie uzyskano dla arkusza Kluki [9, 10]. Osady te wy- stępują na głębokości od 10,8 m do 36,0 m. Są one wykształcone najczęściej w postaci piasków gru- boziarnistych ze żwirami i głazikami w spągu. Do głębokości 27 m zawierają one przewarstwienia piasków drobnoziarnistych z napławioną materią organiczną, w tym również kawałkami drewna. Ich wykształcenie litologiczne poznano na podstawie wyników badań kilkunastu próbek z otworu 5 oraz szczegółowej analizy litofacjalnej osadów nawierconych przy pomocy sondy mechanicznej, usytuowa- nej około 400 m na północ od krawędzi wysoczyzny w okolicach Żelaza (sonda 39)3 [11]. Należy za- znaczyć, że omawiana seria osadowa może być również wiązana ze schyłkiem zlodowacenia Warty. Jedynie wspomniana domieszka materii organicznej może sugerować, że utwory te powstały po okresie ocieplenia (interglacjale eemskim ?).

Zlodowacenie bałtyckie

Interstadiał Grudzią dza

P i a s k i r z e c z n e . Zaliczono do nich jedynie serię drobnoziarnistych osadów piaszczystych z Warblina (otw. 29) znajdującą się na głębokości od 20,0 do 41,0 m. Pozycja stratygraficzna tych osadów została określona na podstawie sytuacji paleomorfologicznej. Piaski i muł ki rzeczne i jeziorne zostały udokumentowane jedynie na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej, gdzie charakteryzują się znacznym rozprzestrzenieniem [9, 10, 67, 68]. W Że- lazie pojawiają się one już od głębokości około 8 m, osiągając miąższość do około 6 m przy północnej granicy obszaru arkusza Główczyce. Ich pozycja stratygraficzna jest udokumentowana w oparciu o profile pochodzące zarówno z terenu arkusza Główczyce jak i Kluki. Dzięki temu, że utwory te za- wierają przewarstwienia materii organicznej, wiek ich w kilku miejscach został oznaczony metodą 14C. Na terenie arkusza Główczyce w Żelazie (sonda mechaniczna 7), wiek tych osadów wynosi 25,3±0,6 tys. oraz 24,3±0,5 tys. lat BP (Gd–5420 i Gd–5419) [13]. Na sąsiednim arkuszu Kluki naj- młodszy uzyskany wiek dla tej serii pochodzi z Mierzei Łebskiej (otw. 1) i wynosi 22,3±0,7 tys. lat BP (Gd–4581) [14]. Na terenie położonym nieco na zachód od arkusza Główczyce w stanowisku

3 Opis sond znajduje się w notatniku terenowym w Centralnym Archiwum Geologicznym Państwowego Instytutu Geologicznego w Warszawie

17 w Smołdzinie 35 [13], oznaczony metodą 14C wiek wyżej wymienionych osadów pozwala jednak sądzić, że ich akumulacja trwała co najmniej od około 40 tys. lat BP.

Stadiał leszczyń sko-pomorski

Piaski i ż wiry wodnolodowcowe dolne występują dość powszechnie na obszarze wysoczyznowym pod glinami zwałowymi ostatniego zlodowacenia. Miejscami ich wychodnie znajdują się na powierzchni terenu, głównie w strefach krawędziowych rynien glacjalnych oraz dolin wód roztopowych. Są one także udokumentowane w kilku odsłonięciach, między innymi w Że- lazie, Klęcinie, Podolu Wielkim, Stowięcinie, Dąbrówce i innych. W Żelazie utwory te są zaburzone glacitektonicznie. I ł y zastoiskowe znane są tylko z pojedynczych sond ręcznych, gdzie stwierdzano pod pokrywą brązowych glin zwałowych obecność osadów ilastych i ilasto-mułkowych (np. sonda 744 zlokalizowana około 1 km na północ od Gostkowa). Gliny zwał owe występują na znacznych obszarach w strefach wysoczyzn morenowych. Ich miąższość jest zwykle niewielka rzędu kilku do kilkunastu metrów. W wielu miejscach, na co wskazują liczne punkty dokumentacyjne, stanowią one jedynie bardzo cienką pokrywę (1,5–4,0 m) powierzchni wysoczyznowych. W głównej mierze reprezentują one stadiał leszczyńsko-pomorski. Jedynie w strefie krawędziowej Wysoczyzny Główczyckiej stwierdzono miejscami ich dwudzielność (np. w okolicy Żelaza), przy czym górną warstwę glin należy wiązać z fazą gardzieńską. Na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej obu tym glinom odpowiadają bruki rezydualne [68, 69], znane między innymi z sond mechanicznych wykonanych na północ od Żelaza (sondy 39 i 52). Jednocześnie datowania 14C pozwoliły na ustalenie górnej granicy wieku fazy gardzieńskiej w tym rejonie na około 14 tys. lat BP [13, 68 i 69]. Omawiane gliny mają barwę brązową lub szaro-brązową, miejscami występuje na nich pokrywa piaszczysto-pyłowatego eluwium, o miąższości nie przekraczającej 1 m. W Klęcinie (otw. 28) i Grapicach (otw. 74) charakteryzują się one znacznym udziałem frakcji żwirowo-piaszczystych, dochodzącym do 70% [11]. Piaski i ż w i r y a k u m u l a c j i s z c z e l i n o w e j . Zbudowane są z nich formy szczelinowe położone po zachodniej stronie rynny klęcińskiej koło Siodłonia i Rumska, a także w okolicach Witkowa (północno-zachodnia część obszaru arkusza Główczyce) i Pobłocia. W Rumsku są to piaski różnoziarniste ze żwirami i z przewarstwieniami piasków gliniastych, nałożone na gliny zwałowe. Piaski i ż w i r y o z ó w . Zbudowany jest z nich Oz Grapicki, zwany też niekiedy Ozem Darżyńskim [71]. Jest to forma wałowa o szerokości od 100 do 150 m, ciągnąca się z przerwami na

18 przestrzeni około 3 km pomiędzy Rzechcinem a Grapicami. Jej budowę wewnętrzną obrazuje od- słonięcie w Grapicach, gdzie utwory piaszczysto-żwirowe wykazują wyraźne zaburzenia normalne- go układu warstw typu ice-contact. Muł ki, piaski i ż w i r y t a r a s ó w k e m o w y c h . Z osadów tych zbudowany jest nieciągły poziom tarasów kemowych towarzyszących południowym krawędziom równoleżniko- wych dolin wód roztopowych (Wolinia – Główczyce oraz Podole Wielkie – Wielka Wieś). W od- słonięciach spotykanych w obrębie tych tarasów (w okolicy Wykosowa, Wielkiej Wsi i Wiatrowa) dominują zaburzone osady piaszczysto-żwirowe z dużym udziałem piasków pyłowatych i mułków, a także z wkładkami spływowych glin zwałowych. Muł ki, piaski i ż wiry kemów są związane z formami pagórków występujących na obszarach wysoczyznowych w okolicach Wierzchocina i Rzuszcza. Piaski, ż wiry i gliny moren czoł owych i martwego lodu. Zbudowane są z nich rozległe wzgórza moren czołowych fazy gardzieńskiej, a także mniejsze pagórki morenowe występujące miejscami na obszarach wysoczyznowych. Osady z których zbudowana jest gardzień- ska morena czołowa można zaobserwować w kilku niezbyt dużych odsłonięciach (między innymi w Skórzynie, Rzuskim Lesie oraz Żelazie). W większości przypadków osady w tych formach wyka- zują wyraźne zaburzenia glacitektoniczne. Wśród utworów zaburzonych występują często piaski i żwiry fluwioglacjalne oraz serie piasków pyłowatych i mułków (np. w Skórzynie), rzadziej natomiast spotyka się zaburzone gliny zwałowe (np. w Żelazie). W niektórych odsłonięciach (Żelazo, Skórzyno, Rzuski Las) na utworach zaburzonych leżą niezgodnie strzępy cienkiego pokładu (do około 1,5 m) glin zwałowych, będącego pozostałością po transgresji lądolodu fazy gardzieńskiej. Utwory z których zbudowana jest morena czołowa zostały nawiercone w Wierzchocinie (otw. 12). Odznaczają się one tutaj bardzo słabym stopniem wysortowania. Zawierają do około 30% frakcji mułkowo-ilastej i do 10% żwirów. W profilu pionowym charakteryzują się dużą zmiennością uziarnienia [11]. Muł ki i piaski zastoiskowe znane są przede wszystkim z rejonu obniżeń przylegają- cych od południa do rynny jeziora Dąbrówka. Występują one tutaj pod cienką pokrywą piasków wodnolodowcowych, a miejscami pod nieco grubszym przykryciem torfów i gytii. Niestety nie zo- stała rozpoznana ich miąższość. Punktowo osady te występują także na wschód od Grapic, na niewielkim płaskim obszarze między Główczycami i Warblinem oraz na południowy-wschód od Wierzcho- cina (otw. 12). Piaski i ż wiry wodnolodowcowe rynnowe, miejscami kemowe są ści- śle związane z rynną klęcińską. Największą miąższość osiągają one prawdopodobnie w rejonie pomię- dzy Wielką Wsią i Klęcinem. Bezpośrednio znane są jednak tylko z płytkich sond (do około 4,5 m) oraz odsłonięcia w Klęcinie. W zatorfionym dnie samej rynny klęcińskiej osady te leżą bezpo-

19 średnio na glinach zwałowych zlodowacenia Warty, a ich miąższość jest niewielka i nie przekracza kilku metrów. Piaski i ż wiry wodnolodowcowe górne występują dość powszechnie w pół- nocnej części obszaru zwłaszcza na północ od równoleżnikowej doliny wód roztopowych ciągnącej się od Podola Wielkiego w kierunku Drzeżewa. Stanowią one zazwyczaj niezbyt miąższą pokrywę na glinach zwałowych ostatniego zlodowacenia. Pod względem genetycznym są to osady sandrowe, powstałe w pierwszej fazie organizowania się odpływu wód roztopowych. Charakteryzują się one bardzo dużym zróżnicowaniem przestrzennym uziarnienia. W południowej części arkusza Głów- czyce, na południe od Jeziora Dąbrówka, osady te występują w postaci cienkiej pokrywy na iłach i mułkach zastoiskowych. Piaski i ż wiry wodnomorenowe występują przede wszystkim w południowo- wschodniej części obszaru badań. Stanowią one często pokrywę na piaskach i żwirach wodnolodowcowych dolnych oraz na glinach zwałowych ostatniego zlodowacenia. Pod względem litologicznym są to piaski gliniaste, niekiedy z wkładkami i cienkimi przewarstwieniami glin zwałowych, zawierające dużą ilość żwirów i głazików. Zbudowane są z nich najczęściej obszary falistych i pagórkowatych wysoczyzn morenowych, usianych licznymi zagłębieniami. Miąższość tych utworów jest zazwyczaj niewielka, rzędu paru metrów. Piaski i ż wiry rzeczne i wodnolodowcowe tarasów erozyjno-akumulacyjnych występują w obrębie doliny wód roztopowych ciągnącej się od Podola Wielkiego w kierunku Wielkiej Wsi i Drzeżewa, a także w dolinie Łupawy i Karżniczki gdzie tworzą poziomy tarasowe położone na wysokości od 10 do 20 m ponad holoceńskim dnem doliny. Są one znane z kilku odkrywek w okolicach Damnicy i Damna oraz w Warblinie. Pod względem litologicznym są to przede wszystkim piaski z przewarstwieniami żwirów, warstwowane najczęściej przekątnie w dużej skali (faza sedymentacji wydmowej), rzadziej horyzontalnie (faza sedymentacji płaskiej). Laminy warstwowania przekątnego zapadają w Damnicy w kierunku południowo-zachodnim, w Damnie ku południowi, a w Warblinie na zachód. Utwory te nie wykazują zaburzeń postsedymentacyjnych. W części stropowej są one zwykle wzbogacone we frakcję żwirowo-głazikową. Piaski rzeczne zostały stwierdzone wyłącznie na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej, na pół- noc od Żelaza, gdzie wyłaniają się spod pokrywy torfowej. Ich pozycja stratygraficzna została okre- ślona na podstawie oznaczeń wieku metodą 14C pochodzących z terenu arkuszy Kluki, Główczyce, Smołdzino, Smołdziński Las, a także w sposób pośredni, na podstawie publikowanych wyników analiz palinologicznych [79, 81] oraz oznaczeń wieku metodą 14C wykonanych dla osadów bagiennych, pokrywających te utwory [13, 14]. Wiek spągu osadów bagiennych przykrywających omawiane piaski rzeczne został określony na wczesny holocen w Klukach [82] lub schyłek późnego

20 glacjału (stanowisko Żelazo, próbka 52/15 wiek 10,65±0,12 tys. lat BP, Gd–5415) [13]. Wiek osadów rzecznych został określony metodą 14C dzięki istnieniu w ich obrębie cienkich przewarstwień piasków i namułów organicznych na 13,8±0,27 tys. lat BP (Gd–6117) oraz 11,53±0,19 tys. lat BP (Gd–6041) [14]. Omawiane utwory piaszczyste reprezentują osady rzeczne rozległego stożka napływowego Łu- pawy ze schyłku ostatniego okresu zimnego. Ich strop jest bardzo urozmaicony (liczne ślady koryt). Został on jednak zamaskowany przez osady akumulacji bagiennej.

b. Czwartorzę d nie rozdzielony

Piaski i gliny deluwialne. Występowanie tych osadów wiąże się ściśle z morfologią terenu. Stwierdzono je w obrębie licznych bocznych dolinek oraz na niektórych zboczach i u ich pod- nóży. W niektórych przypadkach miąższości omawianych utworów są dość znaczne, dochodząc do kilku met-rów (np. w odsłonięciu zlokalizowanym na południowy-zachód od Wykosowa). Charakter litologiczny tych osadów jest lokalnie zmienny i odpowiada utworom położonym w wyższych czę- ściach stoku. Piaski, miejscami piaski ze ż wirami stoż ków napł ywowych występują tylko w dwóch miejscach, u wylotu wąskiej doliny Główczyckiego Strumienia do doliny wód roztopowych Wolinia – Główczyce oraz na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej w rejonie Skórzyna. Stożki te są zbudowane z piasków różnoziarnistych zawierających niekiedy przewarstwienia żwiru. Ż wiry, gł azy i gł aziki rezydualne zostały stwierdzone na najniżej położonym poziomie wysoczyznowym między Równem a Rówienkiem, a także na niewielkim obszarze zdegra- dowanej wysoczyzny, położonym na północny-zachód od Podola Wielkiego — w strefie przykrawę- dziowej doliny wód roztopowych. Osady rezydualne rzadko osiągają miąższość większą od 2 m. Pod względem granulometrycznym składają się przede wszystkim z materiału grubookruchowego, z dużą ilością żwirów, głazów i głazików. Piaski eoliczne pojawiają się jedynie w strefie przykrawędziowej Niziny Gardzieńsko- -Łebskiej, na niewielkim obszarze w okolicy Następowa. Są to bardzo dobrze wysortowane piaski drobnoziarniste.

c. Holocen

Na obszarze objętym arkuszem Główczyce, osady holoceńskie występują przede wszystkim na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej oraz w dnach dolin i rynien glacjalnych rozcinających Wysoczyznę Główczycką. Pojawiają się one również w zagłębieniach usytuowanych na powierzchniach wierzcho- winowych terenów wysoczyznowych. Ich miąższość nie przekracza tutaj zazwyczaj kilku metrów.

21 Piaski, miejscami muł ki rzeczno-jeziorne, częściowo proluwialne lub eoliczne (w dolnej części plejstoceń skie) zostały wydzielone na omawianym obszarze przede wszystkim ze względu na sąsiedztwo z arkuszem Lębork, gdzie utwory te spoczy- wają na wodnolodowcowych osadach pradolinnych [50, 52]. Na terenie arkusza Główczyce znaj- dują się one pod pokrywą torfową wzdłuż południowo-wschodniego skraju Niziny Gardzieńsko- Łebskiej. Są to głównie piaski drobno- i średnioziarniste, miejscami mułkowate, powstałe u schyłku plejstocenu i na początku holocenu. Lateralnie zazębiają się one częściowo z piaskami rzecznymi lub z piaskami ze żwirami stożków napływowych. Piaski rzeczne den dolinnych są związane z wąskim pasem tarasu zalewowego i nadzalewowego Łupawy, Karżniczki oraz Główczyckiego Strumienia. Są to osady piaszczyste, miejscami z domieszką żwirów oraz rozproszonej materii organicznej. Czasami są one przewar- stwione namułami torfiastymi. Gytie, miejscami kreda jeziorna występują przede wszystkim w dnach rynien oraz niektórych kotlinach wytopiskowych. Zazwyczaj są one przykryte mniej lub bardziej miąższą serią torfów. Największe baseny wypełnione tymi osadami znajdują się na północ od Łojewa — wzdłuż doliny Łupawy, pomiędzy Klęcinem Siodłoniem i Rumskiem oraz na południowy zachód od Pobłocia. Największe miąższości tych utworów, dochodzące do około 5 m spotyka się w rejonie Klęcina. Tutaj też notuje się największy udział węglanu wapnia (do około 80–90%). Znacznie cień- sze warstwy gytii są spotykane pod pokrywą torfów na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej. W niektórych zagłębieniach bezodpływowych występujących na wysoczyźnie morenowej osady te często osiągają dość znaczne miąższości (do około 4 m). Taka sytuacja występuje na południe od Święcichowa. Torfy zajmują największe przestrzenie w północnej części arkusza — na Nizinie Gardzień- sko-Łebskiej. W kilku miejscach wiek ich określono palinologicznie [54, 79] i przy pomocy metody 14C [13, 14, 67, 68]. Największą miąższość (do około 6 m) osiągają one na północ od Rówienka, wzdłuż biegu Pustynki. Są to głównie torfy turzycowe i drzewno-turzycowe w spągu oraz sfagno- wo-wełnian- kowe i sfagnowe w stropie. W profilu położonym na północ od Żelaza wiek ich spągu został określony na 10 650±120 lat BP (GD–5415) [13]. Miąższe serie torfów występują także w rejonie Klęcina, na północ od Łojewa oraz na południowy zachód od Pobłocia. Nieco cieńsze pokrywy tych osadów występują, miejscami w dnach wielu dolin wód roztopowych oraz w licznych zagłębieniach, zlokalizowanych na obszarach wysoczyznowych. Namuł y torfiaste zagłębień bezodpł ywowych są spotykane najczęściej w niezbyt głębokich zagłębieniach śródwysoczyznowych. Na podłożu gliniastym lub gliniasto-piasz- czystym leżą tutaj przeważnie mułki ilasto-piaszczyste, przechodzące stopniowo w mułki organiczne

22 oraz namuły torfiaste z przewarstwieniami torfu. Warstwy stropowe są często wzbogacone we frakcje piaszczyste a nawet żwirowe. Miąższość tych osadów dochodzi niekiedy do 3–4 m. Piaski humusowe i torfiaste oraz namuł y den dolinnych są ściśle zwią- zane z obszarami niewielkich, bocznych dolin. Pod względem litologicznym są to utwory wykazujące dość duże zróżnicowanie zarówno składu mechanicznego jak i zawartości materii organicznej. Często zazębiają się z osadami torfowymi występującymi w dnach dolinnych oraz z pokrywami utworów deluwialnych.

B. TEKTONIKA I RZEŹBA PODŁOŻA CZWARTORZĘDU

Obszar arkusza Główczyce jest położony w zachodniej części platformy wschodnioeuropej- skiej, w granicach tzw. wyniesienia Łeby. W porównaniu z terenami znajdującymi się na wschód, południe oraz południowy-zachód, obserwuje się tutaj dość wysokie położenie stropu utworów sylurskich od około 730 do 850 m p.p.m. Na sąsiadującym od północy obszarze arkusza Kluki ich strop podnosi się stopniowo do około 660 m p.p.m. Luka stratygraficzna obejmuje dewon, karbon i sięga aż do permu (cechsztynu). Strop cechsztynu znajduje się na głębokości około 600–800 m, a miąższość utworów tego piętra zmniejsza się stopniowo ku zachodowi. Na arkuszu Lębork wynosi ona około 300 m, w Wykosowie (otw. 23) — 243 m, a w Żelazie (otw. 1), na zachodnim krańcu arkusza Główczyce — nieco ponad 100 m. Wśród utworów mezozoicznych pojawia się tutaj luka stratygraficzna obejmująca trias środkowy i górny, całą jurę oraz kredę dolną. Podłoże czwartorzędu (tabl. II) na obszarze objętym arkuszem Główczyce jest w dalszym ciągu dość słabo rozpoznane. Tylko w 15 otworach przewiercono osady czwartorzędowe, przy czym w kilku przypadkach (np. w Górzynie — otw. 48 i 49) położenie spągu czwartorzędu nie zostało wyraźnie określone. Wyznaczenie granicy pomiędzy czwartorzędem a utworami starszymi nie może być na tym obszarze oparte na wynikach badań geoelektrycznych. Marciniak [37] zaznacza w swojej do- kumentacji, że analizowany teren jest szczególnie trudny do interpretacji geofizycznej ze względu na: podobieństwo litologiczne osadów trzeciorzędowych i czwartorzędowych, wysoce prawdopo- dobną glacitektonikę oraz zasolenie wód podziemnych, zwłaszcza w północnej części omawianego obszaru — na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej. Z powyższych powodów uzyskany obraz ukształto- wania powierzchni podczwarorzędowej jest bardzo ogólny i w znacznej mierze hipotetyczny. Jak wynika z załączonego szkicu geologicznego odkrytego, wysokość zalegania podłoża czwartorzędu jest na omawianym obszarze bardzo zróżnicowana. Najwyżej spąg czwartorzędu znajduje się w rejonie Rzechcina, Gostkowa oraz Damna — około 10 m n.p.m.; najniżej natomiast w okolicach Wierzchocina — poniżej 160 m p.p.m. W północnej części obszaru stwierdza się obecność trzech głębokich obniżeń, prawdopodobnie o charakterze rynnowym. Istnieje jednak duże

23 prawdopodobieństwo, że jest ich na omawianym terenie więcej. Świadczą o tym chociażby dane geologiczne z terenów arkuszy Łeba, Lębork oraz Smołdziński Las, skąd znane są głębokie obniże- nia rynnowe sięgające w skrajnych przypadkach nawet do głębokości około 260 m p.p.m. Na omawianym terenie nie stwierdzono przejawów procesów tektonicznych. Natomiast w Wykosowie czytelne są ślady procesów glacitektonicznych. W otworze 23 na głębokości 160,0– 161,9 m, pomiędzy dwoma warstwami margli nawiercono piaski, gliny i żwiry zawierające otoczaki skał północnych. Utwory te zalegają 24 m poniżej spągu osadów czwartorzędowych i są przykryte dwunastometrową serią iłów i mułków oligocenu oraz dwunastometrową serią margli z bułami krzemiennymi. Taka sytuacja geologiczna wskazuje, że utwory trzeciorzędowe i strop kredy stano- wią tutaj serię przemieszczoną pod wpływem glacitektoniki (łuska, porwak ?). Istnienie przejawów procesów glacitektonicznych jest tu tym bardziej prawdopodobne, jeśli wziąć pod uwagę, że bardzo czytelna glacitektonika występuje na arkuszach sąsiednich, szczególnie w okolicach Łeby [9, 10, 49, 53] gdzie w kilku otworach udokumentowano istnienie inwersji stratygraficznych (trzeciorzęd na czwartorzędzie).

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Zagadnienia dotyczące paleogeografii obszaru wyniesienia Łeby podczas paleozoiku i mezozo- iku zostały zawarte w „Atlasie geologiczno-strukturalnym południowej części morza Bałtyckiego" [2], oraz w niektórych publikacjach szczegółowych [23, 25, 26, 58, 83–85]. Po ustąpieniu morza górnokredowego wystąpiły na omawianym obszarze warunki lądowe, trwające do eocenu środkowego (tab. 1). Od tego czasu, aż do oligocenu górnego panowały zmienne warunki sedymentacji morskiej. Podczas miocenu odbywała się tutaj sedymentacja lądowa. Domino- wały wówczas środowiska sedymentacji jeziornej, rzecznej oraz miejscami bagiennej, z którym zwią- zane są cienkie pokłady (?) i soczewy węgla brunatnego. Prawdopodobnie w pliocenie oraz w pregla- cjale, omawiany obszar podlegał procesom denudacyjno-erozyjnym. Nie wiadomo, czy najstarsze zlodowacenia objęły analizowany obszar. Podczas zlodowaceń południowopolskich rozwinęły się procesy erozji subglacjalnej, które doprowadziły do powstania głę- bokich rynien i obniżeń wypełnionych częściowo przez osady tego samego zlodowacenia. Jednakże większość utworów pochodzących z tego okresu klimatycznego została zniszczona erozyjnie lub egzaracyjnie (glacitektonika) szczególnie podczas zlodowaceń Odry oraz Warty i zachowała się tylko w formie szczątkowej, w strefach obniżeń powierzchni podczwartorzędowej. Podczas interglacjału wielkiego, prawdopodobnie w jego fazie schyłkowej, miała miejsce wy- raźna agradacja w dnach dolin. Akumulowane wówczas osady pochodziły częściowo z rozmycia utworów trzeciorzędowych, w które były miejscami wcięte ówczesne doliny.

24 Tabela 1 TABELA LITOLOGICZNO–STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia Procesy geologiczne ł Utwory ł tro tro ę ę (opis litologiczny) Na wierzchowinach W dolinach

tro i stokach i obniżeniach ę System Oddzia Pododdzia Nadpi Pi Podpi Piaski humusowe i torfiaste oraz namuły den dolinnych Akumulacja osadów ze zmywania — h Qhp Namuły torfiaste zagłębień bez- Akumulacja osadów ze zmywania i akumulacja odpływowych — t Qhn bagienna

Torfy — Qht Akumulacja bagienna Gytie, miejscami kreda jeziorna Akumulacja jeziorna — gy Qh Piaski rzeczne den dolinnych Akumulacja rzeczna Holocen

d f — p Qh ę Piaski, miejscami mułki rzeczno- Akumulacja rzeczno-jeziorna jeziorne, częściowo proluwialne proluwialna lub eoliczna lub eoliczne (w dolnej części fli plejstoceńskie) — p Qh

e Akumulacja eoliczna; tworzenie Piaski eoliczne — p Q pokryw piasków eolicznych Żwiry, głazy i głaziki rezydualne Erozja i denudacja, wy- r płukiwanie drobnych — żgł Q frakcji z glin zwałowych Piaski, miejscami piaski ze żwira- Akumulacja rzeczna u wylotu s bocznych dolin mi stożków napływowych — p Q

d Akumulacja pokryw na stokach Piaski i gliny deluwialne — pg Q Procesy stokowe i w suchych dolinach w wyniku procesów stokowych f B3 Akumulacja rzeczna Piaski rzeczne — Q p p4 Piaski i żwiry rzeczne i wodnolo- Akumulacja rzeczna, dowcowe tarasów erozyjno- częściowo fluwioglacjalna akumulacyjnych 10,0–20,0 m n.p. ffg tB3 rzeki — Q 4 pż p Piaski i żwiry wodnomorenowe Akumulacja lodowcowa fgg B3 i wodnolodowcowa

tyckie — Q 4 pż p

nocnopolskie Piaski i żwiry wodnolodowcowe sko-pomorski

ń fg B3 Akumulacja sandrowa górne — Q 4 pż3 p Piaski i żwiry wodnolodowcowe Akumulacja wodnolodowcowa rynnowe, miejscami kemowe w rynnach i dolinach wód C z w a r t o r z z r t o r a w z C leszczy fg B3 roztopowych — Q 4 pż p Zlodowacenie ba ł

Plejstocen Mułki i piaski zastoiskowe Akumulacja zastoiskowa b B3 w lokalnych obniżeniach Stadia ł Zlodowacenia pó ł — Q 4 mp p Piaski, żwiry i gliny moren czoło- Akumulacja u czoła sta- wych i moren martwego lodu gnującego lądolodu; prze- gc mywanie i akumulacja — B3 pżg Qp4 wodnolodowcowa

25 Mułki , piaski i żwiry kemów Akumulacja wodna w Akumulacja wodnolodowcowa k obniżeniach i przetainach w rynnach i dolinach wód — B3 mpż Qp4 w obrębie martwego lodu roztopowych Mułki , piaski i żwiry tarasów Akumulacja wodna w rynnach tk B3 na kontakcie z martwym lodem kemowych — Q 4 mpż p

o B3 Akumulacja fluwioglacjal- Piaski i żwiry ozów — Q 4 pż p na w rynnach subglacjal- nych tyckie sko-pomorski

ń Piaski i żwiry akumulacji szczeli- Akumulacja fluwioglacjal- gs B3 na w szczelinach; proce- nowej — Q 4 pż p sy grawitacyjne

nocnopolskie g B3

leszczy Gliny zwałowe — Q 4 Akumulacja lodowcowa gzw p

b B3 Akumulacja zastoiskowa

d Iły zastoiskowe — Q 4 i p w obniżeniach Stadia ł ę Piaski i żwiry wodnolodowcowe Akumulacja wodnolodow- Erozja dolin marginalnych, fg B3 cowa; erozja wodami miejscami akumulacja przez dolne — Q 4 pż1 p roztopowymi wody roztopowe Zlodowacenie ba ł Piaski i mułki rzeczne Akumulacja rzeczna oraz ł fli 1 3-B lokalnie w jeziorzyskach dza

ą i jeziorne — Q 4 pm p

Zlodowacenia pó ł f 1 3-B Akumulacja rzeczna Interstadia Grudzi Piaski rzeczne — Q 4 p p Piaski i żwiry wodnolodowcowe Erozja i akumulacja skie

ń fg T wodnolodowcowa — Q 4

toru pż p Zlodowacenie Piaski i żwiry wodnolodowcowe Akumulacja wodnolodow- fg cowa i erozja wodami — pż Qp 3 roztopowymi Iły i mułki zastoiskowe górne Akumulacja w lokalnych b W zastoiskach — Q 3 im3 p Żwiry wodnolodowcowe fg W Akumulacja fluwioglacjalna — Q 3 ż p

g W Gliny zwałowe — Q 3 Akumulacja lodowcowa gzw p P l e j s t o c e n c e j s t o P l e Piaski i żwiry wodnolodowcowe Akumulacja wodnolow- fg W cowa na przedpolu lądo- — Q 3 pż p lodu rodkowopolskie ś Zlodowacenie Warty Iły i mułki zastoiskowe dolne Akumulacja zastoiskowa b W w obrębie obniżonych obsza- C z w a r t o r z z r t o r a w z C — Q 3 im1 p rów przed czołem lądolodu ł f L Piaski rzeczne — Q 3 Denudacja Erozja i akumulacja rzeczna p p Interglacja lubelski (?) Piaski i żwiry wodnolodowcowe Erozja i akumulacja wodnolo- Zlodowacenia fg O dowcowa — Q 3 pż p

g O Gliny zwałowe — Q 3 Akumulacja lodowcowa gzw p Piaski, mułki i iły zastoiskowe Akumulacja zastoiskowa

Zlodowacenie Odry b O w obniżeniach na przedpolu — Q 3 pmi p lądolodu

26 ł

f Piaski rzeczne — Q −32 Akumulacja rzeczna d

wielki p p ę Interglacja Piaski i żwiry wodnolodowcowe Erozja i akumulacja Erozja i akumulacja fg wód roztopowych wód roztopowych — Q 2 pż p Piaski, żwiry i gliny wodnomore- Akumulacja wodnolodowcowa, fgg lodowcowa i miejscami zasto- nowe — Q 2 iskowa w rynnach Plejstocen pżg p udniowopolskie Zlodowacenia Czwartorz

po ł g Gliny zwałowe — Q 2 Akumulacja lodowcowa gzw p Piaski kwarcowe, mułki, iły Akumulacja lądowa d i miejscami węgiel brunatny Akumulacja lądowa ę i jeziorno-bagienna

Miocen — M Neogen pQ Trzeciorz Piaski , mułki i iły — pmi Ol Akumulacja w płytkim morzu Oligocen Paleogen Mułowce, piaski i margle Akumulacja morska — górna Cr Kreda Kreda 3mc

Zlodowacenie Odry pozostawiło po sobie dość powszechnie występujący oraz miąższy kom- pleks glin zwałowych, miejscami zaburzonych glacitektonicznie. W czasie nasunięcia Odry, a także po jego ustąpieniu odbywały się na dużą skalę procesy erozyjne. Zniszczyły one częściowo wcześniej zaakumulowane utwory glacjalne i doprowadziły lokalnie nie tylko do całkowitego rozmycia serii glin zwałowych związanych ze zlodowaceniem Odry, ale także spowodowały wcięcie się niektórych dolin w osady trzeciorzędowe. Utworzone w ten sposób obniżenia dolinne zostały następnie wykorzystane przez rzeki interglacjału lubelskiego (?) (interstadiału Pilicy ?). Początkowo, podczas chłodnego kli- matu bezleśnego, przy dużym współudziale procesów denudacyjnych, we wcześniej utworzonych dolinach następowała agradacja osadów oraz poszerzanie dna dolin wskutek erozji bocznej. Sprzyjało to powstawaniu osadów na wtórnym złożu, zawierających niekiedy domieszkę ksylitów, węgla brunatnego a nawet okruchów bursztynu. Zlodowacenie Warty pozostawiło po sobie niemal ciągłą pokrywę osadów glacjalnych, w tym także wodnolodowcowych i miejscami zastoiskowych. Już prawdopodobnie pod koniec tego zlodowacenia istniało na miejscu dzisiejszej Niziny Gardzieńsko-Łebskiej wyraźne obniżenie w stosunku do przylegającej od południa wysoczyzny. Deniwelacje między ówczesną wysoczyzną i nizi- ną były prawdopodobnie większe od dzisiejszych. Okres interglacjału eemskiego nie znajduje swojego odzwierciedlenia w znanych i zachowanych osadach. Jednakże istniejący wówczas ciepły klimat z gęstą szatą lasów liściastych nie sprzyjał procesom denudacyjnym, wpływał natomiast konserwująco na wcześniej uformowaną rzeźbę terenu. Po interglacjale eemskim, na rozwój budowy geologicznej omawianego terenu miały wpływ jeszcze trzy nasunięcia lądolodu — w czasie zlodowacenia toruńskiego, stadiału Świecia oraz stadiału

27 leszczyńsko-pomorskiego. Czasze dwóch starszych lądolodów, zajmujące zapewne basen dzisiej- szego Morza Bałtyckiego oraz ówczesne obniżenie zajmowane obecnie przez Nizinę Gardzieńsko- Łebską, nie przekroczyły najprawdopodobniej krawędzi wysoczyzny. Pozostawiły one po sobie nieciągłe pokłady glin zwałowych w północnej części niziny, a w przypadku zlodowacenia toruńskie- go dość miąższą serię wodnolodowcową, przylegającą do krawędzi wysoczyzny (taras kemowy ?). Pomiędzy tymi starszymi nasunięciami lądolodów panował klimat łagodniejszy (interglacjał kra- studzki ?). W takich warunkach na nizinie akumulowane były osady rzeczne i rzeczno-jeziorne. W interstadiale Grudziądza dominowała na nizinie agradacja osadów rzecznych i limnicznych, a lokalnie bagiennych. Ostatnie nasunięcie lądolodu na tym terenie miało miejsce pomiędzy 22 tys. a 14 tys. lat BP [68, 69]. Pozostawiło ono po sobie niezbyt miąższą serię glin zwałowych oraz utworów wodnomorenowych i fluwioglacjalnych. Z glin morenowych, a miejscami także utworów wodnomorenowych zbudowana jest dzisiaj przeważająca część Wysoczyzny Główczyckiej. Nieco mniej powszechnie występują tutaj utwory wodnolodowcowe tworzące powierzchnie sandrowe oraz niezbyt liczne formy szczelinowe, kemowe i ozowe. W okresie recesji zlodowacenie to wpłynęło w sposób decy- dujący na rozwój rzeźby terenu Wysoczyzny Główczyckiej. Powstały wówczas rynny glacjalne oraz młodsze od nich doliny wód roztopowych o charakterze marginalnym. W czasie fazy gardzieńskiej, przypadającej na lata od 14,5 do 14,3 tys. lat BP [68, 69], utworzyły się w strefie dzisiejszej krawę- dzi Wysoczyzny Główczyckiej wyraźne formy moren czołowych spiętrzonych. Po ustąpieniu ostatniego lądolodu, niektóre odcinki rynien glacjalnych oraz dolin marginalnych zostały wykorzystane przez wody opadowe oraz roztopowe związane z wytapianiem brył martwego lodu. W efekcie utworzył się system odwodnienia, istniejący w głównych zarysach do dzisiaj. Jednocześnie w wielu miejscach, szczególnie na obszarze wysoczyznowym, zaczęły two- rzyć się zagłębienia wytopiskowe, zasypywane następnie w wyniku działania intensywnych proce- sów denudacyjnych. W obszarach krawędziowych tworzyły się liczne rozcięcia oraz dolinki denudacyjno-erozyjne, wypełniane następnie przez utwory deluwialne. Na terenie Niziny Gardzieńsko- Łebskiej przeważała początkowo erozyjna działalność pra-Łeby i pra-Łupawy. W efekcie niemal całkowicie zostały rozmyte wcześniej utworzone osady glacjalne, a ich śladem jest jedynie bruk rezydualny, często słabo wykształcony. Z czasem stopniowo zaczęły przeważać procesy akumula- cyjne, związane zwłaszcza z narastaniem stożka napływowego pra-Łupawy, która w odróżnieniu od rzeki Łeby transportowała zapewne większą ilość rumowiska, gdyż odznaczała się większym spad- kiem i spływała bezpośrednio z terenów wysoczyznowych. Pod koniec późnego glacjału i na po- czątku holocenu w związku z rozwojem szaty leśnej i zahamowaniem procesów denudacyjnych

28 nastąpiło stopniowe zarastanie stożka przez roślinność. Większość koryt rozprowadzających stopniowo zamarła, a w ich obrębie zaczęły tworzyć się torfy. Akumulacja kredy jeziornej, gytii i torfów odbywała się także w obrębie zagłębień śródwyso- czyznowych, rynien glacjalnych oraz najniżej położonych odcinków dawnych dolin wód roztopowych. Proces narastania tych osadów trwał przez niemal cały holocen, co doprowadziło w efekcie do znacznego zamaskowania wcześniejszej rzeźby terenu. W holocenie wykształciły się najniższe poziomy tarasowe w dolinie Łupawy, a także stożki napływowe Główczyckiego Strumienia w dolinie marginalnej Wolinia – Główczyce oraz w strefie przykrawędziowej Niziny Gardzieńsko-Łebskiej.

IV. PODSUMOWANIE

Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, arkusz Główczyce wraz z objaśnieniami jest pierwszym kompleksowym opracowaniem geologicznym i kartograficznym dla omawianego terenu. Dzięki szczegółowym pracom geologiczno-kartograficznym, dokumentacyjnym, geofizycznym, wiertniczym i laboratoryjnym, które pozwoliły na lepsze poznanie wielu problemów geologiczno- stratygra-ficznych i paleogeograficznych udokumentowano: — istnienie głębokiego rozcięcia w podłożu czwartorzędu (w północnej części obszaru badań) sięgającego głębokości powyżej 200 m, — prawdopodobne występowanie serii utworów glacjalnych związanych ze zlodowaceniami południowopolskimi, — przetrwanie „Niziny Gardzieńsko-Łebskiej" co najmniej od schyłku zlodowacenia Warty, — istnienie dwóch miąższych serii interglacjalnych (interstadialnych ?) osadów rzecznych związanych z interglacjałem wielkim oraz interglacjałem lubelskim, — występowanie na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej szeroko rozprzestrzenionej serii osadów rzecznych i rzeczno-jeziornych związanych z interstadiałem Grudziądza, — obecność dwóch pokładów najmłodszych glin zwałowych w przykrawędziowej strefie Wy- soczyzny Główczyckiej, z których dolny reprezentuje stadiał leszczyńsko-pomorski, a górny — fazę gar- dzieńską, — znaną już wcześniej [79, 82] zmienność miąższości oraz wiek utworów torfowych w połu- dniowej części Niziny Gardzieńsko-Łebskiej. — Wiek fazy gardzieńskiej oznaczono określając wiek osadów podścielających i przykrywa- jących rezyduum po glinach morenowych związanych z tą fazą, metodą 14C, W przypadku omawianego arkusza w dalszym ciągu odczuwa się brak wystarczającej ilości informacji na następujące tematy:

29 — ukształtowanie podłoża czwartorzędu, — wpływ tektoniki, glacitektoniki oraz erozji subglacjalnej i rzecznej na rzeźbę powierzchni podczwartorzędowej, — stratygrafia starszego i środkowego plejstocenu, — ewolucja sieci hydrograficznej na Wysoczyźnie Główczyckiej, a zwłaszcza rozwój doliny Łupawy w postglacjale.

Opracowano Zakład Geologii Czwartorzędu w Zakładzie Geologii i Paleogeografii Państwowego Instytutu Geologicznego Czwartorzędu Instytutu Badań Czwartorzędu Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza w Poznaniu

Poznań, 1994

LITERATURA

1. A r e ń B, Tomczyk H., 1976 — Strukturalne kompleksy pokrywowe w starszym paleozoiku zachodniej części syneklizy perybałtyckiej. Biul. Inst. Geol. 270. 2. Atlas geologiczno-strukturalny południowej części Morza Bałtyckiego 1:750 000 (red. A. Witkow- ski), 1979. Inst. Geol. Warszawa. 3. B a ł uk A., 1966 — Przeglądowa mapa surowców skalnych Polski 1:300 000, ark. Słupsk. Inst. Geol. Warszawa. 4. B a ł uk A., 1968 — Objaśnienia do Przeglądowej mapy surowców skalnych Polski 1:300 000, ark. Słupsk. Inst. Geol. Warszawa. 5. Bednarczyk W., 1979 — Upper Cambrian and Lower Ordovician conodonts of Łeba Elevation, NW Poland, and their stratigraphic significance. Acta Geol. Pol. 29, 4. 6. Bednarczyk W.,1984 — Biostratigraphy of the Cambrian deposits in the Łeba. Acta Geol. Pol. 34, 1–2. 7. Bednarczyk W., Turnau-Morawska M., 1975 — Cambrian formations in the Łeba area (northern Poland). Acta Geol. Pol. 25, 4. 8. Bohdziewicz L., Pazdro Z., Pią tkowski J., Wróbel B., 1979 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Łeba, wyd. A. Inst. Geol. Warszawa. 9. Borówka R. K., 1994 — Geological substratum of the Upper Quaternary series in the Gardno-Łeba Coastal Plain. In: Changes of the Polish Coastal Zone. (Guide-Book of the Field Symposium). POLISH COAST 94. 10. Borówka R. K., Rotnicki K., 1994a — Problemy dolnego i środkowego czwartorzędu Niziny Gar- dzieńsko-Łebskiej. W: Geologia i Geomorfologia pobrzeża i południowego Bałtyku. 2 konferencja, Słupsk, 23–26 czerwca 1994. Streszczenia wystąpień i przewodnik wycieczki. 11. Borówka R. K., Rotnicki K., 1994b — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Głów- czyce. Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzędowych. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 12. Borówka R. K., Rotnicki K., 1994c — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Kluki. Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzędowych. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

30 13. Borówka R. K., Rotnicki K., 1994d — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Głów- czyce. Wykaz prób datowanych metodą 14C i TL. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 14. Borówka R. K., Rotnicki K., 1994e — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Kluki. Wykaz prób datowanych metodą 14C i TL. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 15. Bülow K., 1925a — Das Lebamoor. Heimatkal d. Kreise Lauenburg. 16. Bülow K., 1925b — Die Diluviallandschaft im nordöstlichen Hinterpommern. Jb. Preuss. Geol. Landesanst. 45. 17. Bülow K., 1925c — Geologische Karte von Preussen und banachbarten deutschen Ländern 1:25 000, Blatt Sto- jentin. Preuss. Geol. Landesanst. Berlin. 18. Bülow K., 1929 — Postglaziale Senkung und Dünenbildung im NO-Hinterpommerschen Küstenbereich. Jb. Preuss. Geol. Landesanst. 50. 19. Bülow K., 1933 — Ein neuer Fund von Litorina-Ablagerungen und der Zeitpunkt der Litorina-transgression in Pommern. Dohrniana. Bd. 12. 20. B ü l o w K . , 1935 — Geologische Karte von Preussen und banachbarten deutschen Ländern 1:25 000, Blatt Glowitz. Preuss. Geol. Landesanst. Berlin. 21. Dadlez R., 1957 — Wiercenia niemieckie na Pomorzu Zachodnim. Prz. Geol. 10. 22. D a d l e z R . , 1976 — Zarys geologii podłoża kenozoiku w basenie południowego Bałtyku. Biul. Inst. Geol. 185. 23. Dadlez R., Dayczak-Calikowska J., Dembowska J., Jaskowiak-Schoeneichowa M., Marek S., Szyperko-Ś liwczyń ska A., Wagner R., 1976 — Pokrywa permsko-mezozoiczna w zachodniej części syneklizy perybałtyckiej. Biul. Inst. Geol. 270. 24. Deecke W., 1911 — Zur Morphologie und Tektonik Pommern. Z. Dtsch. Geol. Ges. Bd. 63 25. D ę bski J., 1972 — Badania litostratygrafii, sedymentacji i tektoniki osadów klastycznych, węglanowych i anhy- dryto-gipsowych cechsztynu we wschodniej części wyniesienia Łeby. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 26. D ę bski J., 1983 — Zarys stratygrafii cechsztynu we wschodniej części wyniesienia Łeby. Prz. Geol. 31, 5. 27. D o b r z y ń ski S., Florek E., Florek W., Orł owski A., 1991 — Plejstocen Środkowego Pomorza i pobrzeża Bałtyku w świetle termoluminescencyjnych wskaźników wieku osadów. Prz. Geol. 5–6. 28. G a l o n R . , 1952 — O fazach postoju lądolodu na obszarze Pomorza. W: Księga Pamiątkowa 75-lecia Towarzy- stwa Naukowego w Toruniu. Toruń. 29. G a l o n R . , 1968a — Ewolucja sieci rzecznej na przedpolu zanikającego lądolodu. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN. 74. 30. G a l o n R . , 1968b — Przebieg deglacjacji na obszarze Peribaltikum. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN. 74. 31. Halicki B., 1947 — Projekt nadmorskiego parku narodowego. Wiad. Muzeum Ziemi. 3. 32. Keilhack K., 1901 — Geologisch-morphologische Übersichtskarte der Provinz Pommern. Berlin. 33. K o l ’ p O . , 1982 — Glaciowstaticzeskije i izostaticzeskije wertikalnyje dwiżenija w rajonie jużnoj Baltiki. W: Peribalticum. 2. 34. K o l ’ p O . , 1990 — The Ancylus Lake Phase of the Post-Glacial evolution of the Baltic Sea. Quaest. Geogr. 13–14. 35. Kramarska R., Tomczak A., 1986 — Pierwsze datowania glin zwałowych z dna Bałtyku metodą termoluminescencji. Prz. Geol. 34, 2. 36. L a t a ł owa M., Tobolski K., 1989 — Type Region P-u:Baltic Shore. Acta Paleobot. 29, 2. 37. Marciniak W., 1990 — Dokumentacja badań geofizycznych; ark. Kluki i Główczyce. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 38. Marzec M., 1968 — Krótka charakterystyka utworów kenozoicznych na wyniesieniu Łeby. Kwart. Geol. 12, 2.

31 39. M a s ł owska M., Michał owska M., 1992 — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Smołdziński Las. Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzędowych. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 40. Miesztalski A., 1975 — Własności petrofizyczne osadów kambru i eokambru wyniesienia Łeby. Kwart. Geol. 19, 1. 41. Modliń ski Z., 1975 — Podstawowe zmiany facjalne i miąższościowe ordowiku platformowego północno- wschodniej Polski. Kwart. Geol. 19, 3. 42. M o d l i ń ski Z., Topulos T., 1974 — Standard geologic-geophysical profile of the Ordowician in the eastern part of the Łeba Elevation. Kwart. Geol. 18, 2. 43. Mo j s k i J . E . , 1980 — Vistulian stratigraphy in the glaciated area of the Polish Lewland. Quaternary Studies in Poland. 2. 44. Mo j s k i J . E . , 1989 — Niektóre problemy badawcze morfogenezy północnej Polski i południowego Bałtyku. Stud. Mat. Ocean. 56. Geol. Morza. 4. 45. Mo j s k i J . E . , 1993 — Quatermery subdivision on the Geological Map of the Baltic Sea bottom 1:200 000. In: „The Baltic”. Third Marine Geolgical Conference, Sopot, 21–24 September 1993, Abstracts of papers. 46. Mojski J. E., Pazdro Z., 1978 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Słupsk, wyd. B. Inst. Geol. Warszawa. 47. Mojski J. E., Sylwestrzak J., 1978 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Słupsk, wyd. A. Inst. Geol. Warszawa. 48. Morawski W., 1984 — Osady wodnomorenowe. Pr. Inst. Geol. 50 49. Morawski W., 1987 — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Łeba. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 50. Morawski W., 1987 — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Lębork. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 51. Morawski W., 1989 — Morfogeneza Niziny Łebskiej i Pradoliny Łeby między Lęborkiem a Łebą. Stud. Mat. Ocean. 56. Geol. Morza. 4. 52. M o r a w s k i W . , 1990a — Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lębork. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 53. M o r a w s k i W . , 1990b — Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Łeba. Państw. Inst. Geol. Warszawa. 54. O ł tuszewski W., 1948 — Badania pyłkowe nad torfowiskami dolnej Łeby. Bad. Fizjogr. nad Polską zach. 1. 55. Pazdro Z., 1979 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Łeba, wyd. B. Inst. Geol. Warszawa. 56. Petelski K., Jurys L., 1989 — Geneza północnej krawędzi Wysoczyzny Słupskiej między Wrześcem a Główczycami. Stud. Mat. Ocean. 56. Geol. Morza. 4. 57. P o d h a l a ń ska T., 1979 — The correlative significence of the Chitinozoa bearing horizon in the Caradocian profiles of the Łeba region (NW Poland). Acta Geol. Pol. 29, 4. 58. P o d h a l a ń ska T.,1980 — Straigraphy and facial development of Middle and Upper Ordovician deposits in the Łeba Elevation, NW Poland. Acta Geol. Pol. 30, 4. 59. P i ą tkowski J., 1960 — Pradolina Redy, Mierzeja Łebska i Zastoisko Lęborskie. Rocz. Pol. Tow. Geol. 29. 60. R o s a B . , 1964 — O utworach aluwialnych i biogenicznych wyścielających dna dolin rzek nadbałtyckich, ich związek z transgresją południowego Bałtyku i znaczenie dla badań nad neotektoniką obszaru. Zesz. Nauk. UMK. w Toruniu, Nauki Mat.-Przyr. 10.

32 61. Rosa B., 1968a — Obszar południowobałtycki w okresie ostatniego zlodowacenia i w holocenie. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN. 74. 62. Rosa B., 1968b — Z historii polodowcowej wybrzeża południowego Bałtyku. Fol. Quater. 29. 63. Rotnicki K., 1987 — Paleogeografia i geomorfologia obszaru Sławińskiego Parku Narodowego — stan badań i ich perspektywy. Materiały na Konferencję poświęconą 20-leciu SPN. Smołdzino. 64. Rotnicki K., 1994 — Geomorphology and main problems of the Upper Quaternary of the Gardno-Łeba Coastal Plain. In: Changes of the Polish Coastal Zone. (Guide-Book of the Field Symposium). POLISH COAST’ 94. 65. Rotnicki K., Borówka R. K., 1990 — Nowe dane dotyczące stratygrafii osadów młodoczwartorzędo- wych Niziny Gardzieńsko-Łebskiej na obszarze położonym między jeziorami Gardno i Łebsko. Spraw. Komis. Geogr.-Geol. PTPN. 107. 66. Rotnicki K., Borówka R. K., 1991 — Litostratygrafia aluwialnego stożka Łupawy na Nizinie Gar- dzieńsko-Łebskiej w świetle nowych danych. Spraw. Komis. Geogr.-Geol. PTPN. 108. 67. Rotnicki K., Borówka R. K., 1994a — Holocene deposits in the maximum limit zone of the Litorina Sea transgression in the geological cross-section at Kluki. In: Changes of the Polish Coastal Zone. (Guide-Book of the Field Symposium). POLISH COAST’ 94. 68. Rotnicki K., Borówka R. K., 1994b — Stratigraphy, paleogeography and dating of the North Polish Stage in the Gardno-Łeba Coastal Plain. In: Changes of the Polish Coastal Zone. (Guide-Book of the Field Sympo- sium). POLISH COAST’ 94. 69. Rotnicki K., Borówka R. K., 1995 — Dating of the Upper Pleni-Vistulian Scandinavian Ice Sheet in the Polish Balic Middle Coast. In: „The Baltic”. Third Marine Geological Conference. Sopot 21–24 September 1993. Pr. Państw. Inst. Geol. 149. 70. Skompski S.,1985 — Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Choczewo. Inst. Geol. Warszawa. 71. Sylwestrzak J., 1969 — Odpływ wód roztopowych na tle recesji lądolodu we wschodniej części Równiny Słupskiej i Wybrzeża Słowińskiego. Zesz. Geogr. WSP w Gdańsku. 11. 72. Sylwestrzak J., 1972a — Evolution of the Late Glacial drainage system in the NE part of Pommerania. Geogr. Pol. 20. 73. Sylwestrzak J., 1972b — Paleomorfologia powierzchni podczwartorzędowej północno-wschodniej części Pomorza. Rozpr. Wydz. III Gdańskiego Tow. Nauk. 9. 74. Sylwestrzak J., 1973 — Rozwój sieci dolinnej na tle recesji lądolodu w północno-wschodniej części Pomo- rza. Praca habilitacyjna. Uniw. Gdański. Gdańsk. 75. Sylwestrzak J., 1986 — Zagadnienie recesji lądolodu w północno-wschodniej części Pomorza w świetle nowych danych. Prz. Geogr. 58, 4. 76. Tobolski K., 1972 — Wiek i geneza wydm przy południowo-wschodnim brzegu jeziora Łebsko. Bad. Fizjogr. nad Pol. zach. Ser. B. 25. 77. Tobolski K., 1975 — Studium palinologiczne gleb kopalnych Mierzei Łebskiej w Słowińskim Parku Narodo- wym. Pr. Komis. Biol. PTPN. 41. 78. Tobolski K., 1980 — The fossil soils of the coastal dunes on the Łeba Bar and their paleogeographical interpretation. Quaest. Geogr. 6. 79. Tobolski K., 1981 — The Gardno-Łeba Plain. Sympossium „Palaeohydrology of the temperate zone”. Guide- Book of Excursion.

33 80. Tobolski K., 1982 — Antropogenic changes in vegetation of the Gardno-Łeba Lowland, N Poland. Prelimina- ry report. Acta Paleobot. 22, 1. 81. Tobolski K., 1984 — Transgresja litorynowa na Nizinie Gardzieńsko-Łebskiej w świetle rozmieszczenia osa- dów biogenicznych. Spraw. Komis. Geogr.-Geol. PTPN. 100. 82. Tobolski K., 1987 — Holocene vegetational development based on the Kluki reference site in the Gardno- Łeba Plain. Acta Paleobot. 27, 1. 83. T o m c z y k H . , 1968 — Stratygrafia syluru w obszarze nadbałtyckim Polski na podstawie wierceń. Kwart. Geol. 12, 1. 84. T o m c z y k H . , 1976 — Rozwój litofacji syluru w zachodniej części syneklizy perybałtyckiej. Biul. Inst. Geol. 270. 85. T o p u l o s T . , 1979 — A geological interpretation of the result of geophysical well logging of the Łeba Elevation Palaeozoic rocks. Biul. Inst. Geol. 314.

34 Żelazo

Ruszcze Wierzchocino

GŁÓWCZYCE

Klęcino

Szczypkowice Drzeżewo Wielka Wieś

Stowiecino

Damno

Grapice Damnica